2.3. Осадочные горные породы Осадочные горные породы являются переотложенными продуктами выветривания или разрушения ранее существовавших различных горных пород. Значительная часть осадков образуется в результате химических реакций в водной среде морских и океанических бассейнов, а также в процессе жизнедеятельности организмов. Продукты разрушения или остаются на месте, или переносятся в виде твердых частиц и растворенных веществ и в конечном счете отлагаются в виде осадка (sediment) на поверхности суши или на дне водных бассейнов. Таким образом, в процессе формирования осадочных горных пород выделяется несколько этапов: 1. Гипергенез – это этап разрушения первичных пород механическим или химическим путем с образованием обломочного материала. 2. Транспортировка (перенос) продуктов разрушения под действием силы тяжести, водными потоками, ледниками, ветром и др. 3. Седиментогенез – отложение и накопление продуктов разрушения. 4. Диагенез (перерождение) – превращение осадка в рыхлую или твердую (литифицированную) осадочную горную породу. Преобразование осадка в осадочную горную породу происходит в процессе диагенеза. Основными компанентами, слагающими осадочную породу, являются: скелетный каркас, матрикс, цемент и поры (рис. 68). PORE CEMENT MATRIX 0.25 mm Рис. 68. Схема внутреннего строения песчано-алевритовой породы 1. Скелетный каркас породы (framework) представлен крупными частицами, образующими жесткую основу, способную сохранять поровое пространство. 2. Матрикс (matrix) – более мелкозернистый материал, окружающий более крупные частицы и заполняющий пространства между ними. 3. Цемент (cement) ‒ осажденный материал, заполняющий пространство между зернами осадочной породы и связывающий их в плотно скрепленную массу. Состав и количественное соотношение цемента и крупных частиц может быть разным. По составу цемент может быть глинистым, карбонатным, кремнистым, сульфатным, железистым и др. 4. Поры (pores) – свободное пространство (открытое или закрытое) между зернами каркаса и матрикса. Отношение объема пор ко всему объему породы характеризует пористость, которая выражается в процентах и имеет важное значение в нефтяной геологии, гидрогеологии и инженерной геологии, т. к. влияет на проницаемость нефти, газа и воды. 53 По способу образования осадочные породы могут быть разделены на три генетические группы (рис. 69). 1. Обломочные (терригенные) (clastic rocks) ‒ образуются путем накопления обломков при механическом разрушении ранее существовавших пород (глинистые породы, состоящие из продуктов механического разрушения или химического разложения первичных горных пород, в некоторых классификациях выделяются в самостоятельную группу, так как имеют смешаное происхождение). 2. Хемогенные (chemical rocks) ‒ образуются из осадков, выпавших из растворов при различных химических реакциях. 3. Органогенные, или биогенные (biochemical rocks), ‒ возникают за счет жизнедеятельности организмов и накопления их скелетных остатков. Перенос и аккумуляция осадков 1. Действие экзогенных факторов 2. Вследствие изменения физико-химических параметров среды 3. Организмы Диагенез (превращение осадков в осадочную породу) Осадочные горные породы Терригенные (обломочные) Хемогенные Органогенные Рис. 69. Происхождение осадочных пород Главные признаки осадочных горных пород Главным признаком осадочных горных пород является слоистость (layering, или bedding) ‒ это первичная неоднородность осадка, выражающаяся в чередовании пород различного состава, цвета, текстуры, структуры или других признаков. Любой слой представляет собой плитообразное тело, ограниченное двумя поверхностями наслоения, которые могут быть четкими или расплывчатыми: верхняя поверхность ‒ кровля (hanging wall), нижняя поверхность ‒ подошва (foot wall, lower surface). Расстояние между кровлей и подошвой характеризует его мощность (thickness). Морфологические виды слоистости весьма разнообразны, а их образование связано с изменениями условий осадконакопления, которое продолжается в течение длительного времени (рис. 70). Главными причинами образования слоистости являются тектонические движения (трансгрессии и регрессии моря), физико-географические условия, динамический и химический режим среды осадконакопления. Термин «слоистость» используют, когда говорят о чередовании различных пород, слагающих мощную толщу, или когда «слоистость» проявляется внутри одного слоя или одного небольшого образца. 54 Кровля а б в г д е ж з Подошва Рис. 70. Слой и морфологические типы слоистости, по Е.П. Брунсу: а – горизонтальная; б – линзовидная; в – волнистая; г‒з – косая: г – многоэтажная косая речных отложений; д – перекрестная в морских течениях; е – клиновидная эоловых отложений; ж – диагональная временных потоков; з – диагональная дельтовых отложений По мощности слои делятся на тонкослоистые ‒ 2 см и меньше; среднеслоистые ‒ 2…10 см и грубослоистые ‒ 10…50 см. При мощности слоев более 50 см текстура породы внутри слоя может быть массивной, пористой, трещиноватой. Поэтому у многих коллекционных образцов осадочных пород, размеры которых не превышают мощность слоя, слоистость может отсутствовать. Поверхности наслоения нередко сохраняют на себе дополнительные текстурные признаки, которые указывают на принадлежность горной породы к осадочным. Например, знаки волновой ряби и течения, трещины усыхания (mud cracks), отпечатки растений, животных и их обломки, следы размыва и т. д. Таким образом, в осадочных горных породах различают внутрипластовые текстуры и текстуры поверхностей наслоения. Текстуры внутрипластовые характеризуют способ заполнения пространства осадочным материалом (плотность заполнения объема, ориентировка породообразующих компонентов друг относительно друга, их пространственное распределение и т. д.). По взаимному расположению и плотности заполнения пространства осадочного материала различают следующие текстуры (рис. 71). Массивная – характеризуется беспорядочным и плотным расположением осадочного материала. Слоистая – отличается наличием в слое или породе чередующихся слоев (с четкими поверхностями наслоения), сложенных различным по составу и текстурноструктурным свойствам материалом. Если внутри слоя или образца породы отмечается чередование многочисленных тонких ( толщиной от долей мм до 1…2 см) параллельных слойков, то в этом случае текстура характеризуется иногда как слойчатая, или листоватая. Полосчатая – характеризуется чередованием параллельных полос, различающихся по цвету, составу, крупности, и отсутствием четко выраженных поверхностей напластования между полосами. Пористая (мелко-, средне-, крупнопористая) ‒ характеризуется наличием в породе многочисленных пустот различного размера. В карбонатных породах, в которых в результате растворения и выщелачивания образуются крупные пустоты – каверны, текстуру называют кавернозной. 55 Рис. 71. Массивная, полосчатая и пористая текстуры осадочных пород Текстуры поверхностей наслоения обусловлены особенностями строения поверхностей напластования, на которых отражаются условия осадконакопления. Ископаемая рябь (знаки ряби) ‒ сохраняется на кровле песчано-глинистых и карбонатных слоев в виде рядов симметричных или асимметричных валиков, чередующихся с ложбинами, которые возникают при волнообразных движениях водной среды (симметричная рябь волнения), или при направленном движении водной, воздушной среды (асимметричная рябь течения, эоловая рябь, рис. 72, 73). Длина волны Амплитуда Рябь водных потоков Рябь волного потока с низким индексом (около 5) Эоловая рябь с высоким индексом (около 14) Эоловая рябь Волновая рябь Волновая рябь с низким индексом (около 5) Рис. 72. Различные типы ископаемой ряби Трещины усыхания образуются при уплотнении и высыхании глинистых осадков (рис. 73). Впоследствии они заполняются песком или алевритом и таким образом сохраняются в ископаемом состоянии. Рис. 73. Волновая рябь и трещины усыхания 56 Отпечатки (растений, животных и т. д.). На поверхности слоя песка или глины могут сохраняться отпечатки не только растений и животных (рис. 74), но и следы капель дождя или града в виде округлых углублений. В виде борозд сохраняются также следы ползающих животных. Рис. 74. Отпечатки растений и животных Структуры осадочных горных пород в зависимости от их происхождения разнообразные. Для терригенных (clastic rocks) пород главной структурой является обломочная (clastic, или fragmental texture), особенности которой определяются, прежде всего, размерами (псефитовая, псаммитовая, алевритовая, пелитовая), формой и степенью окатанности обломков (рис. 75, 76). Рис. 75. Грубообломочная (псефитовая) структура щебня и брекчии Рис. 76. Грубообломочная (псефитовая) структура гравия и конгломерата Для более дробного подразделения пород по размеру обломков употребляются понятия: мелко-, средне-, и крупнообломочный, например мелкообломочный щебень, крупногалечный конгломерат. Таким образом, подразделяют размер обломков для данной группы пород приблизительно на три части. Для песков и песчаников эти понятия идут с прилагательным зернистый: 57 мелкозернистый (0,25…0,05 мм); среднезернистый (0,5…0,25 мм); крупнозернистый (1,0…0,5 мм); грубозернистый (2…1 мм). Для алевритов и алевролитов употребляется прилагательное тонкий, если размер частиц менее 0,05 мм, и грубый, если размер частиц больше 0,05 мм [2]. Структуры хемогенных осадочных пород подразделяются на афанитовую (aphanitic texture), или неразличимозернистую – свежий скол породы кажется сплошным, однородным; тонкозернистую (binegrained texture) – на сколе видно, что порода зернистая, но размер зерен на глаз не устанавливается, мелкозернистую (small grained texture) – размер зерен 0,1…0,5 мм, среднезернистую (medium grained) – 0,5…2 мм, и крупнозернистую (coarse grained) ‒ более 2 мм. Многие хемогенные осадочные породы (известняки, бокситы, железные руды и др.) обладают оолитовой (oolitic texture) структурой. При этом порода состоит из округленных шариков размером от долей миллиметров до нескольких миллиметров (рис. 77). На сколе крупных оолитов можно видеть их концентрическое строение. Для органогенных пород характерна органогенная (organic texture) структура (рис. 78). В этом случае порода состоит из хорошо сохранившихся окаменелых раковин, коралловых сооружений или из обломков скелетов организмов. В некоторых органогенных породах, которые образованы микроскопическими водорослями и животными, органогенную структуру можно наблюдать только при большом увеличении. Рис. 77. Оолитова структура хемогенных пород (боксит и известняк) Рис. 78. Органогенная структура известняка Классификация и характеристика осадочных пород Обломочные (кластические, терригенные) горные породы образуются путем накопления продуктов разрушения ранее существовавших горных пород и минералов поле их переноса ветром, водными потоками, льдом, морскими течениями и прибоем. Классификация обломочных (кластических) осадочных пород (табл. 2) строится главным образом на структурных признаках, которые учитывают: величину обломков; 58 степень их окатанности; рыхлость или сцементированность. По величине обломков терригенные породы подразделяются: 1) на псефиты (грубообломочные) – размер обломков более 2 мм; 2) псаммиты (среднеобломочные) – размер обломков от 0,1 до 1 (2) мм; 3) алевриты (мелкообломочные) – размер обломков от 0,01 до 0,1 мм; 4) пелиты (тонкообломочные) – размер обломков > 0,01 мм. При рассмотрении табл. 3 обратите внимание на следующее. Для сцементированных обломочных горных пород, в отличие от рыхлых, т. е. сыпучих в сухом состоянии (кроме глин), важно наличие какого-либо вещества, заполняющего промежутки между обломками и играющего роль природного цемента. По составу этот цементирующий материал может быть карбонатным, глинистым, железистым, кремнистым. Часто в качестве цемента выступает более тонкий обломочный материал, например конгломерат на песчаном (обязательно, конечно, с участием глины) цементе. Окатанность обломков влияет на название породы в интервале от глыбвалунов до дресвы-гравия, т. е. в пределах, доступных для визуального (на глаз) определения степени окатанности обломков. В песках и песчаниках степень окатанности зерен устанавливается уже только под микроскопом, поэтому нет различий в названиях этих пород с окатанными или неокатанными песчинками. Тем более это различие теряет смысл для алевритов-алевролитов, частички которых при переносе в силу мизерных размеров окатывания вообще не испытывают. В табл. 2 не внесены породы смешанного состава ‒ супеси ‒ смесь песчаных и алевритовых частиц с глинистыми (10…20 %) при преобладании первых, и суглинки ‒ то же при содержании глинистых частиц до 20…40 %. По сути, эти породы рыхлые, но в силу как бы склеивающего действия глинистых частиц они не сыпятся, как песок или алеврит. Уплотненные и сцементированные супеси и суглинки специальных названий не имеют и относятся визуально или к тонкозернистым песчаникам, или к алевролитам, или аргиллитам. Глины – это рыхлая (землистая) порода, содержащая более 50 % глинистых частиц размером менее 0,01 (0,005) мм. В сухом состоянии глина легко растирается руками, но высушенная на солнце может быть очень плотной и крепкой. Глина легко царапается ногтем, липнет к языку. Примечательными свойствами глины, отличающими ее от всех остальных пород, является способность неоднократно при размокании давать пластичную массу, а при высыхании твердеть. В составе глин, кроме глинистых минералов (каолинит, монтмориллонит, гидрослюды и др.), значительную роль играют обломочные частицы минералов. Отнесение глин к обломочным породам в известной степени условно, т. к. многие глинистые частицы обломками в полном смысле этого слова не являются. В общем случае они – результат переноса и накопления продуктов химического выветривания, хотя есть данные, что морозное выветривание в состоянии чисто механически раздробить горную породу до частиц, по размерам сравнимых с глинистыми. Аргиллиты ‒ уплотненные, потерявшие пластичность глины. Это темносерые, серые, плотные, с раковистым изломом, очень тонкозернистые или без видимого зернистого строения породы. У начинающих вызывает затруднение определение обломочных горных пород с размерами частиц 0,2…0,3 мм ‒ мелкозернистых песчаников, алевролитов, супе 59 сей, суглинков, аргиллитов. Отличие супесей и суглинков от песков и алевролитов указано выше, от глин же они отличаются на ощупь ‒ при растирании между пальцами или разжевывании комочка породы чувствуется присутствие твердых песчаноалевритовых частиц. Глины же разминаются в пластичную массу без ощущения присутствия твердых частиц. Таблица 2 Классификация терригенных осадочных пород* Подгруппа пород и размер обломков (мм) Рыхлые О.Г.П. (Unconsolidated rocks) Обломки Обломки неокатанные окатанные (angular pebbles) (rounded pebbles) Псефиты 200 Глыба (Block) 10…200 Щебень (Scree) 1 (2)…10 Дресва (Gruss) Псаммиты 0,1…1 (2) Алевриты 0,01…0,1 Пелиты >0,01 Валуны (Boulder) Галечник (Cobble, Boulder bed) Гравий (Gravel) Сцементированные О.Г.П. (Consolidated rocks) Обломки Обломки неокатанные окатанные (angular pebbles) (rounded pebbles) Валунный Глыбовая конгломерат брекчия (Bounder (Block breccia) conglomerate) Брекчия (Breccia) Конгломерат (Conglomerate) Дресвяник (Grusstone) Гравелит (Gravelstone) Песок (Sand) Песчаник (Sandstone) Алеврит (лёсс) Aleurite (Loess ) Алевролит (Aleurolite) Глина (Clay) Аргиллит (Argillite) * Существуют другие классификации, в которых размеры обломочных частиц иные. В английской литературе классификация обломочных пород по величине обломков несколько иная (табл. 3). Таблица 3 Classification of Fragments Diameter of millimeters 256 or more 64 to 256 4 to 64 2 to 4 1/16 to 2 1/256 to 1/16 Smaller than 1/256 Name of fragments Boulder Cobble Pebble Granule Sand Silt Clay Для отличия мелкозернистых песчаников, алевролитов и аргиллитов можно рекомендовать следующее простое, хотя и не очень строгое, правило: если на глаз (или под лупой) можно определить размеры зерен, то это песчаник, если видно, что порода зернистая, но размер зерен определить нельзя, то это, скорее всего, алевролит; если же зернистости и на сколе не видно, то это аргиллит. 60 Органогенные горные породы образуются в результате накопления остатков раковин, колониальных построек (типа коралловых рифов), минерализованных скелетов ранее существовавших организмов. К органогенным горным породам (по химическому составу) относятся карбонатные и кремнистые породы, также скопления растительных остатков, образующих группу каустобиолитов (табл. 3). Таким образом, отличительной чертой органогенных пород является явное присутствие в породе большого количества самих организмов или остатков их жизнедеятельности (рис. 79). Среди органогенных пород наиболее распространенными являются органогенные известняки, состоящие из скоплений целых раковин или колониальных построек известьвыделящих морских организмов ‒ моллюсков, пелеципод, брахиопод, кораллов, морских лилий и др. (рис. 79). Такие известняки называют ракушечниками. Не менее часто встречаются органогенно-обломочные (детритусовые) известняки, состоящие из обломков (результат действия волноприбоя) тех же раковин и колониальных построек. Смешанное хемогенноорганогенное происхождение имеет обыкновенный писчий мел, хотя видно это только под микроскопом. Некоторые организмы в процессе своей жизнедеятельности выделяют не известь, а кремнезем. Наиболее распространенными породами в этой Рис. 79. Органогенные известняки группе являются диатомит, трепел, опока. Диатомит состоит из сцементированных опаловых микроскопических (0,001…0,010 мм) остатков панцирей водоросли диатомей: цвет белый, светло-серый или желтоватый, либо темно-серый до черного, иногда окраска пятнистая; породы легкие (объемный вес 0,6…1,0), пористые; землистые; однородные или слоистые; диатомит ‒ рыхлый. Трепел состоит из многочисленных микроскопических округлых частичек опалового вещества, частично содержит остатки скелетов диатомей: землистый, кусковатый, но весьма слабосвязанный; прилипает к языку и жадно впитывает воду (в воде не тонет). Диатомит и трепел обладают низкой твердостью, легко растираются пальцами в порошок; маркие. Трепел от диатомита почти неотличим без применения микроскопа. Опоки (как и трепелы) ‒ светлые микро- и тонко-зернистые (плотные и крепкие), иногда землистые породы, состоящие из опала, часто микропористые, а пото61 му легкие. Трепел отличается от опоки большей легкостью, низкой твердостью и маркостью, а также характером излома. Каустобиолиты (горючие породы). Торф, бурый и каменный уголь образуются из растительных остатков, которые накапливаются в болотах и мелководных бассейнах в виде торфа. Дальнейшее преобразование торфа приводит к потере водорода и кислорода в органическом осадке и обогащению его углеродом: торф (50 % С) бурый уголь (70 % С) каменный уголь (82 % С, рис. 80) антрацит (95 % С). Они хорошо известны и особых пояснений не требуют: цвет бурый, черный, пачкают руки (кроме антрацита) и хорошо горят. Горючие сланцы, углистые сланцы, представляющие собой результат накопления алеврито-глинистого материала вместе с растительными и животными остатками, внешне напоминают аргиллиты и глинистые сланцы, но отличаются черным цветом и явной примесью углистого вещества или запахом нефтепродуктов, сероводорода. Нефть – это маслянистая жидкость от светло-желтого до черного цвета и с характерным (как у бензина) запахом. В поверхностных условиях она окисляется и превращается в битум, напоминающий асфальт (рис. 81). Рис. 80. Каменный уголь Рис. 81. Битум «затвердевшая нефть» Хемогенные горные породы. Эти породы образуются путем выпадения вещества из истинных и коллоидных растворов. Отличительными признаками хемогенных горных пород являются отсутствие обломочной структуры, органических остатков, часто ‒ кристаллическое или оолитовое строение. По химическому составу выделяют карбонатные, сульфатные, хлоридные, железомарганцевые соединения, алюминий-содержащие, кремнистые, фосфоросодержащие породы. Основные представители хемогенных горных пород отражены в табл. 5. При рассмотрении табл. 4, определении и описании хемогенных горных пород необходимо обратить внимание на следующее. Карбонатные породы. Для карбонатных пород характерно кристаллическое строение. Даже очень тонкозернистые известняки узнаются по многочисленным точечным блесткам граней кристалликов кальцита на свежем сколе породы. Известняки среди карбонатных пород наиболее широко распространены. Цвет известняков преимущественно светло-серый, темно-серый и красно-бурый в зависимости от примесей глины, органического вещества, окислов железа. Порода состоит в основном из карбоната кальция (CaCO3). Легко узнается, так как при 62 взаимодействии с разбавленной соляной кислотой бурно «вскипает». Хемогенные известняки образуются в результате осаждения CaCO3 из морских, озерных и подземных вод. В последнем случае при выходе подземных вод, богатых углекислым кальцием, на поверхности образуется извесковый туф (травертин) – очень пористая легкая карбонатная порода. Таблица 4 Классификация хемогенных и органогенных пород Химический состав 1. Карбонатные: CaCO3; CaMg(CO3); CaCO3 + 30% глины 2. Галоидные и сернокислые: NaCl; CaSO4 · 2H2O; CaSO4 3. Железистые Fe2O3 · nH2O 4. Алюминийсодержащие Al2O3 · nH2O 5. Кремнистые: (SiO2); (SiO2 · nH2O) 6. Фосфорсодержащие 7. Каустобиолиты (горючие) Хемогенные (Chemical) Органогенные (Biochemical) Известняк (Limenstone). Доломит (Dolomite). Мергель (Marlstone) Каменная соль (Halite). Гипс (Gypsum). Ангидрит (Anhydrite) Бурые железняки (Brow Ironstone). Fe-Mn-конкреции (Fe-Mn concretion). Сидериты Каолиновые глины (Kaolinite clay). Бокситы (Bauxite). Латериты (Laterite) Лидит (Flint). Фтанит (Graychert). Яшма (Jasper) Фосфориты (Phosphorites) Трепел (Tripolite). Опока (Opoka). Диатомит (Diatomite) Торф (Peat). Бурый уголь (Brow coal). Каменный уголь (Bituminous coal). Горючие сланцы (Petroliferous shale) Доломиты очень похожи на известняки. Иногда их можно отличить (если не прибегать к реакции HCl, с которой доломиты, в отличие от известняков, реагируют только в порошке) по более зернистому, «сахаровидному» свежему сколу и слабо-желтовато-белесой мучнистой (напоминает ссохшуюся муку) корочке на выветрелой поверхности. Мергель – глинисто-карбонатная порода, состоящая из карбоната кальция (50…75 %) и глинистых минералов (25…50 %). Внешне мергель походит на известняк и так же вскипает при взаимодействии с HCl. После взаимодействия с HCl на породе остается желтое пятно от нерастворимых глинистых частиц, что отличает мергели от известняков. Галоидные и сульфатные породы образуются из водных растворов, насыщенных солями (хлоридами и сульфатами) Na, K, Ca и Mg, на дне замкнутых мелководных озер, лагун и морских заливов в условиях сухого жаркого климата. Среди пород этой группы наиболее распространенной является каменная соль (галит (NaCl)), 63 гипс (CaSO4 · 2H2O) и ангидрит (CaSO4). Для них, как и для карбонатных пород, характерно кристаллическо-зернистое строение, светлая окраска с различными оттенками и мономинеральный состав, характеризующийся физическими свойствами соответствующих минералов: галита, гипса и ангидрита. Железистые породы по химическому составу – это окислы, гидроокислы и карбонаты железа. Бурые железняки (оолитовые железные руды) – представляют собой скопления оолитов и конкреций размером от 1…2 мм до 2…3 см, сложенные лимонитом (Fe2O3 · nH2O). Образуют рыхлые (озерные, болотные руды) или сцементированные агрегаты. Почти всегда в той или иной степени лимонитизированы, а потому легко узнаются по бурой окраске и оолитовому строению. Сидериты – представляют собой карбонат железа ‒ сидерит (FeCO3). Образуют маломощные прослои и линзы среди аргиллитов, алевролитов и мергелей. В поверхностных условиях сидериты окисляются и приобретают темно-бурую, ржаво-бурую окраску; в свежем сколе окраска светлая. Порода часто оолитовая, но может быть и массивной, однородной. Fe-Mn-конкреции ‒ широко распространены на абиссальных равнинах современных морей и океанов, где образуют сплошные корки и скопления конкреций. Кроме Fe и Mn в конкрециях обнаружены цветные и редкие металлы (табл. 5). Таблица 5 Химический состав Fe-Mn-конкреций Мирового океана Элемент Mn Fe Ni Cu Co Zn Pb Mo V Ti Диапазон содержаний 0,04…50,3 0,30…50,0 0,08…2,48 0,003…1,90 0,001…2,53 0,01…9,0 0,01…7,5 0,0007…0,22 0,001…0,5 0,01…8,90 Тихий 21,6 10,4 0,90 0,60 0,26 0,11 0,074 0,040 0,050 0,73 Средние содержания, % Океаны Моря АтлантичеИндийский ский 15,25 13,25 5,3 14,2 17,0 19,1 0,43 0,32 0,015 0,25 0,13 0,003 0,21 0,27 0,01 0,149 0,123 0,01 0,100 0,140 0,003 0,030 0,037 0,010 0,049 0,060 0,035 0,62 0,42 0,23 Глубоководные осадки 0,3 3,8 0,010 0,024 0,006 0,013 0,004 0,001 0,010 0,26 Алюминий-содержащие породы образуются в коре выветривания при гидролизе различных горных пород, богатых алюминием. Среди них различают остаточные и переотложенные. Каолиновые глины (каолины) – это белые остаточные глины, состоящие из минерала каолинита (Al4Si4O10(OH)8), который образуется при химическом выветривании полевошпатовых пород (рис. 82). В остаточных первичных каолиновых глинах отмечается примесь зерен кварца и других минералов, не подверженных гидролизу. Каолиниты представляют собой землистую рыхлую массу, жирную на ощупь, и легко узнаются по цвету. 64 При размыве коры выветривания и переотложении каолинита на дне водоемов образуются более чистые переотложенные каолиновые глины, которые по происхождению можно отнести к обломочным, но в образцах при описании пород явных, видимых на глаз, отличий между «обломочными» и «хемогенными» глинами нет. Латериты (от лат. «кирпич») и бокситы ‒ красноцветный элювиальный продукт интенсивного гидролиза Рис. 82. Каолиновая (белая) и латеритная (красная) кора выветривания алюмосиликатных пород в условиях (Южная Америка) влажного тропического и субтропического климата (рис. 82). В результате гидролиза, который характеризуется, c одной стороны, интенсивным выносом кремнезема (SiO2) и оснований Na, K, Ca, Mg (>90 % общего их содержания в материнской породе), a c другой ‒ накоплением оксидов Al, Fe, Ti в остаточных породах. Латериты состоят в основном из гидроокислов, содержащих Fe2O3 и в меньшей степени Al2O3 и SiO2; имеют твердое или землистое сложение (рис. 83); бобовую или пелитовую структуру без видимой слоистости. B зависимости от состава материнских горных пород, подвергавшихся выветриванию, различаются латериты бокситоносные, никеленосные, железистые, марганцевоносные. Рис. 83. Латериты и бокситы – важнейшая руда на Al Бокситы – состоят преимущественно из гидроокислов алюминия (Al2O3 · H2O и Al2O · 3H2O) c незначительной примесью гидроокислов железа. Переотложенные в прибрежно-морских условиях латериты образуют осадочные бокситы. Для них характерен красно-бурый (реже серый) цвет и оолитовое строение (рис. 83). Кремнистые породы Силицилиты (кремни) ‒ лидиты, фтаниты и яшмы – сложены на 95…98 % скрытокристаллическим кремнеземом (халцедоном или кварцем) и отличаются плотным афанитовым или очень тонкозернистым строением, раковистым изломом, острыми ребрами сколов и высокой твердостью (6,5…7,0). По цвету различают (рис. 84): яшмы ‒ разноцветные, лидиты ‒ черные, похожие на аргиллиты, но значительно крепче их, и серые фтаниты. В кремнистых породах могут содержаться фрагменты микроскопических раковин радиолярий и панцирей водоросли диатомей, а также рассеянное органическое вещество (углистые и графитовые частицы). 65 Кремни в осадочных породах очень часто образуют кремневые конкреции, имеющие разнообразную форму и размеры. Рис. 84. Разноцветная яшма и галька черного лидита В местах выхода горячих источников подземных вод и гейзеров образуются кремнистые туфы (гейзериты) ‒ светлоокрашенная белая пористая легкая порода, состоящая из опала (SiO2 · nH2O) с примесью глинистых частиц (рис. 85). Фосфатные породы Фосфориты сложены более чем на 50 % микрокристаллическими или аморфными соединениями фосфата кальция (апатитом), кальцита, Рис. 85. Гейзерит (Камчатка) гипса, кварца и содержат примесь глинистого и песчанистого материала. Фосфориты образуют пласты и залежи, а также встречаются в виде скоплений конкреций размером до нескольких десятков сантиметров (рис. 86). Цвет фосфоритов обычно темно-серый или черный; структура скрытокристаллическая либо неразличимозернистая, текстура слоистая или массивная (в образцах) и радиально-лучистая в конкрециях. В некоторых терригенных породах обломочный материал сцементирован фосфатным, Рис. 86. Конкреции фосфоритов фосфатно-карбонатным и фосфатно-кремнистым составом, и если в породе содержание P2O5 низкое, то она относится к фосфатным породам. Фосфориты применяются в производстве удобрений и в химической промышленности. Определение и описание осадочных горных пород Сначала по указанным выше признакам нужно отнести образец к обломочным, органогенным или хемогенным осадочным горным породам. Для обломочных горных пород определить средний размер обломков в миллиметрах и окатанные они или нет, на этом основании отнести породу к одному из видов, согласно табл. 3. Определение пород от песчаников и крупнее затрудне66 ний обычно не вызывает. Об отличии тонкозернистых песчаников, алевролитов и аргиллитов ‒ см. выше. Кроме того, начинающие делают еще одну ошибку ‒ путают обломочную структуру гравелитов и песчаников с оолитовой структурой хемогенных горных пород или путают гальки с конкрециями. Нужно помнить, что оолиты всегда, а конкреции очень часто состоят из одного и того же вещества, что и основная масса породы. При определении органогенных горных пород следует помнить, что присутствие органических остатков в породе еще не является бесспорным доказательством ее органогенного происхождения. Например, в угленосных толщах широко распространены песчаники, т. е. чисто обломочные породы, но переполненные обрывками углефицированных растений. При простом подходе органогенной может быть названа осадочная горная порода, если органические остатки составляют в ней более половины ее объема. В остальных случаях лучше просто указывать наличие, пусть даже и большого количества, органических остатков в обломочной или хемогенной породе. При определении хемогенных осадочных горных пород нужно ориентироваться на их физико-химические особенности, в частности кристаллическое строение, цвет, твердость и др. Порядок описания осадочных горных пород, в принципе, тот же, что и при описании любых других горных пород: указывается цвет, текстура, структура, состав, название. Обязательно указание на присутствие органических остатков (если они есть). При описании обломочных пород, если это видно простым глазом, нужно, кроме того, указать степень окатанности обломков (неокатанные остроугольные, полуугловатые, полуокатанные, окатанные), состав и характер цемента. Примеры описания осадочной горной породы Образец № 1 (из обнажения): цвет ‒ красноватый; текстура ‒ косослоистая; структура ‒ псаммитовая (среднезернистая); состав, название ‒ кварцевый песчаник на карбонатном цементе со следами размыва на кровле слоев (дополнительные текстурные особенности). Образец № 2: цвет ‒ светло-розовый; текстура ‒ пористая; структура ‒ органогенная участками, брекчиевидная; происхождение, название ‒ органогенно-детритовый известняк. Образец № 3 (из скопления крупных обломков): цвет ‒ черный; текстура ‒ тонкослоистая; структура ‒ алевритовая; особенности состава, название ‒ углистый алевролит с отпечатками флоры (если они есть) на плоскостях напластования (дополнительные текстурные особенности). 67 2.4. Метаморфические горные породы Метаморфические горные породы (metamorphic rocks) образуются в процессе глубокого преобразования любых ранее существовавших пород (осадочных, магматических, метаморфических). Главными факторами преобразования являются изменение температуры, давления (литостатическое и стрессовое) и химически активные высокотемпературные газоводные смеси (гидротермы). Под воздействием этих факторов в первичной (исходной) породе происходит перекристаллизация вещества, меняется ее минералогический состав, текстура и структура. Эти преобразования протекают в твердом состоянии и приводят таким образом к образованию минеральных ассоциаций, более устойчивых в новых термодинамических условиях. Метаморфические процессы могут протекать либо изохимически ‒ не сопровождаются привносом и выносом компонентов и изменением валового химического состава метаморфической породы, либо аллохимически ‒ со значительным изменением валового химического состава метаморфической породы вследствие привноса и выноса различных компонентов. Типы метаморфизма и его особенности С учетом действующих факторов метаморфизма и геологических условий выделяются следующие типы метаморфизма. Региональный (динамотермальный) – охватывает значительные обьемы земной коры в пределах подвижных геосинклинальных поясов. Главными факторами метаморфизма являются меняющиеся температуры и давления с глубиной. Процесс перекристаллизации протекает изохимически, а преобладание высокого одностороннего (стрессового) давления приводит к параллельно ориентированному расположению всех новообразованных минералов. Если региональный метаморфизм происходит при повышении температуры (прогрессивный метаморфизм), то при кристаллизации образуются более высокотемпературные минеральные ассоциации. В условиях понижающихся температур (регрессивный метаморфиз – диафторез) высокотемпературные минералы замещаются низкотемпературными. В глубоких зонах литосферы при очень высоких температурах и давлениях (литостатическом и стрессовом) и химической активности растворов проявляется ультраметаморфизм, что приводит к частичному плавлению вещества метаморфической породы. Контактовый (термальный) метаморфизм проявляется во вмещающих породах на контакте интрузивных тел под воздействием высокой температуры магмы в условиях относительно низкого давления и без привноса и выноса вещества. Динамометаморфизм (катаклатический, дислокационный) метаморфизм. Главный фактор – одностороннее давление (стресс), в результате которого в зонах разрывных нарушений в условиях невысоких температур происходит механическое дробление и перетирание пород, переходящее в пластическое течение вещества. Метасоматоз – это метаморфизм, но с изменением химического состава первичной породы за счет привноса одних компонентов и выноса других, т. е. процесс протекает аллохимически. Главными факторами метасоматоза являются химически активные гидротермальные растворы, отделяющиеся от магматических очагов. 68 Главные признаки метаморфических пород Главные отличия метаморфических пород от осадочных и магматических заключаются в их минеральном составе, структурных и текстурных свойствах. Минеральный состав метаморфических пород. Минералы, слагающие метаморфические породы, можно объединить в четыре группы (А.К. Соколовский, 2006). 1. Полевые шпаты, кварц, слюды, амфиболы, пироксены, оливин, магнетит ‒ минералы, которые широко распространены в интрузивных и метаморфических породах. 2. Кальцит, доломит – типичные для осадочных пород. 3. Серпентин, хлорит, серицит, тальк – встречаются в магматических породах как вторичные, а также слагают некоторые метаморфические породы. 4. Андалузит, дистен, силлиманит, ставролит, кордиерит, везувиан, волластонит, глаукофан и гранаты – типичны только для метаморфических пород. Андалузит окрашен в серый, желтый, красновато-бурый и зеленый цвет, образует удлиненные призматические кристаллы. Твердость 7…7,5. Встречается в сланцах и гнейсах совместно с кварцем. Дистен окрашен в синий, желтый и зеленый цвета различной интенсивности. Образует уплощенные призматические кристаллы, твердость зависит от кристаллографических направлений: вдоль удлинения кристаллов 6, поперек 4,5. Блеск стеклянный. Отчетливо проявлена спайность, ориентированная вдоль удлинения кристаллов, и поперечная ей трещиноватость, или штриховка. Диопсид относится к группе пироксенов. Цвет минерала от светло-зеленого до зеленовато-серого. Наблюдается в виде короткопризматических кристаллов. Твердость 5,5…6,0. Спайность совершенная в двух направлениях. Трещины спайности пересекаются под прямым углом. Ассоциирует с гранатом и эпидотом. Эпидот. Цвет минерала зеленый с желтоватым оттенком на изломе. Проявляется либо в виде призматических, шестоватых кристаллов, либо образует зернистые, массивные агрегаты. Твердость 6…7. Блеск стеклянный. Спайность совершенная вдоль удлинения кристаллов. На гранях кристаллов наблюдается штриховка, имеющая такую же ориентировку, как и спайность. Встречается совместно с кварцем, кальцитом, слюдами, роговой обманкой, гранатами, хлоритом и другими минералами. Внешне похож на гроссуляр, но отличается от него обликом кристаллов, наличием штриховки на их гранях и характером спайности. Тальк. Цвет минерала зеленоватый, серый, образует сплошные, зернистолистоватые или чешуйчатые агрегаты. Минерал обладает перламутровым или жирным блеском, жирен на ощупь, спайность весьма совершенная, дает псевдоморфозы по ортоклазу, дистену, андалузиту и другим минералам. Структуры метаморфических пород. Структуры большинства метаморфических и метасоматических пород аналогичны структурам интрузивных пород, т. е. они полнокристаллические зернистые, причем особенно характерны листоватые, чешуйчатые, игольчатые и таблитчатые формы зерен. В основу классификации структур метаморфических пород положены абсолютная величина и относительные размеры слагающих породу минералов или их агрегатов. Необходимо помнить, что процесс перекристаллизации пород в твердом состоянии называется «бластез», поэтому к названию структуры прибавляется «бластовые». Главными типам структур метаморфических пород являются: кристаллобластовые, катакластические. 69 Powered by TCPDF (www.tcpdf.org)
