Раздел П. Осадочные горные породы

1. Обломочные породы, образующие из продуктов механического разрушения материнских пород. К этой группе относятся грубообломочные, песчаные и алевритовые породы.

2. Глинистые породы, образующие в результате химического разрушения материнских пород и осаждения материала разложения главным образом из коллоидных растворов.

3. Хемогенные и биогенные породы, образующиеся при выпадении из растворов либо чисто химическим путем, либо при участии организмов.

Помимо однородных пород, которые легко можно отнести к одной из этих групп, существует большое количество пород смешанного состава, компоненты которых генетически разнородны (например, обломочные частицы и хемогенный материал). В случае смешанного состава к обломочным относятся породы, более 50% которых составляет обломочный материал; к хемогенным и биогенным – при содержании более 50% химических и биогенных компонентов; глинистыми породами считаются также те, которые содержат более 50% глинистых минералов и пелита. Особое место занимают вулканогенно-осадочные образования, содержащие пирокластический материал вулканических извержений. Наиболее распространены вулканогенно-обломочные породы, относящиеся М.С.Швецовым в группу обломочных.

Выделенные 3 генетические группы подразделяются по дополнительным признакам более дробно. Для обломочных пород такими признаками являются размеры, форма обломков и характер цементированности их, для хемогенных и органогенных – химический состав и комплекс породообразующих организмов, для глинистых – преобладающий класс глинистых минералов.

Осадочные породы

Обломочные

Грубообломочные Гидрослюдистые Алюминистые

Песчаные Каолинитовые Железистые

Алевритовые Монтомориллонитовые Марганцовые

Вулканогенно- Хлоритовые Кремнистые

обломочные Фосфатные

Карбонатные

Соляные(суль-

фатно-галогенные)

Каустобиолиты.

Далее рассмотрим различные типы осадочных пород в отдельности.


Тема. Обломочные породы
Классификация обломочных пород

При характеристике обломочных пород следует знать, что они бывают рыхлые и сцементированные. Причем, рыхлые породы состоят только из обломков пород и минералов, которые ничем не скреплены. А сцементированные породы состоят из 2^х частей: 1) обломочный (кластической) и 2) цементирующей (цемента).

а

б)

в)
г

д)

е)

Основной характеристикой обломочных пород, на чем базируется их классификация, являются размеры слагающих обломков. В отечественной петрографии принята десятичная классификация обломочных частиц, разработанная в МИНХ и ГП (ныне Российский Государственный Университет нефти и газа им. И.М. Губкина). Согласно ей, конечные размеры выделяемых классов обломков различаются в 10 раз, а внутри каждого класса ведется подразделение на крупные, средние и мелкие разновидности. Несмотря на то, что эта классификация не выведена на основании изменения каких бы то ни было свойств пород, состоящих из обломков данного размера, и в некоторой степени она механистична, у нее есть существенные преимущества:

1. 
   она легко запоминается;
   
2. 
   удобна для графического изображения результатов гранулометрического анализа, в частности, в логарифмической шкале.
   

По составу различают глинистый, кальцитовый, доломитовый, гипсовый, кремнистый и другие цементы.

Структуры цементирующего материала определяются размером и формой составляющих частиц. Выделяются крупнозернистая (размер частиц  0,5мм), среднезернистая (0,1-0,5мм), мелкозернистая (0,05-0,1мм), тонкозернистая (0,01-0,05мм), микрозернистая или пелитоморфная ( 0,01мм), разнозернистая, волокнистая и аморфная структуры.

По типу, то есть количественному соотношению обломочных зерен и цемента различают:


базальный цемент, в который обломки погружены, не соприкасаясь между собой; цемента 30-50%, цементация прочная. Рис. 41;





поровый цемент, выполняющий пространство между соприкасающимися обломочными частицами; цемента 10-30%, прочность зависит от состава цемента. Рис. 42;


контактовый цемент (соприкосновения), развит лишь в точках соприкосновения обломочных частиц; цементация непрочная, возни­кающая первично или при выщелачивании цемента из пор. Рис. 43.


По особенностям строения кристаллических цементов выделяют:

Грубообломочные породы образуются преимущественно в горных облостях, предгорных прогибах и межгорных впадинах, у обрывистых морских берегов, а также в конечных моренах и карстовых пещерах. Образование глыб связано обычно с крупными землетрясениями, которые сопровождаются обвалами.

Практическое применение имеют галечник, щебенка и гравий, которые используются в качестве инертной добавки к бетону, в автодорожном и железнодорожном строительстве, для устройства волнорезов и дамб. Мелкий гравий применяется в качестве фильтров на водопроводных станциях.
Песчаные породы (псаммиты)
Песчаные породы состоят преимущественно из частиц величиной 0,1-1,0мм, кластическая часть которых представлена в основном зернами минералов, реже – обломками различных пород. Рыхлые песчаные породы называются песками, сцементированные – песчаниками. И те, и другие подразделяются на крупнозернистые (1,0-0,5мм), среднезернистые (0,5-0,25мм) и мелкозернистые (0,25-0,1мм).

По составу обломочной части песчаные породы подразделяются на мономинеральные, олигомиктовые и полимиктовые.

Типичными мономинеральными породами являются кварцевые пески и песчаники. Эти породы, как писал Л.В. Пустовалов (1940), имеют весьма «потрепанный» характер, ибо в результате многократного переотложения все обломочные компоненты истираются, и сохраняется лишь кварц – минерал наиболее устойчивый вследствие своей большой твердости.

Полимиктовые породы отличаются разнородностью состава обломочных зерен, среди которых могут присутствовать как различные минералы, так и обломки пород. Наиболее типичны среди них аркозы, образующиеся при разрушении кислых кристаллических пород (гранита, гнейса). В их составе полевых шпатов не менее 25% и кварца до 60%. Цементом служат карбонаты и гидроксилы железа с примесью глинистых минералов.

Олигомиктовые песчаники являются промежуточными между мономинеральными и полимиктовыми и сложены преобладающим количеством зерен одного минерала (75-95%) и примесью других. Чаще всего к этой группе относятся полевошпатово-кварцевые и слюдисто-кварцевые песчинки.

Песчаные отложения широко распространены среди древних осадочных толщ и составляют 15-20% их объема. Они могут образоваться в континентальных и морских условиях. Наиболее четко выделяются прибрежные, донные, речные и эоловые разновидности.

Прибрежные пески обычно хорошо отсортированы за счет многократного переотложения. Морские и озерные песчаные породы мелкозернисты и хуже отсортированы за счет примеси алеврита и пелита.

Речные пески являются наиболее плохо отсортированными, в них часта косая слоистость, причем, слойки падают в одну сторону. Наиболее характерны угловатые песчинки.

Эоловые пески, в частности, современных больших пустынь – Каракумов, Сахары и др., образованы за счет перевеивания древних речных песков.

Практическое значение песков велико. Чистые кварцевые пески (≥ 99,8% SiO₂, ≤ 0,12% Fe₂O₃) используются для производства оптического стекла, менее чистые разности – для изготовления бутылочного стекла. Пески применяются также в фарфоро-фаянсовом производстве для отощания пластичных и жирных глин с целью предотвращения появления трещин при сушке и обжиге. Металлургия употребляет особый сорт так называемых формовочных песков. Много песка идет на изготовление бетона, на дорожное и другое строительство. Цементированные песчаные породы употребляются как облицовочный материал.

В аллювиальных песках встречаются россыпные месторождения золота, платины и других ценных полезных ископаемых.

Для нефтяников песчаные породы представляют большой интерес с точки зрения возможности нахождения в них нефти и газа. Породы, способные вмещать и отдавать нефть и газ, называются коллекторами. У песчаников тем лучше коллекторские характеристики, чем менее они сцементированы, то есть чем более свободно поровое пространство от цемента. Наилучшими коллекторами служат пески, а также песчаники с контактовым, пленочным и крустификационным типами цемента. При развитии порового и особенно базального цемента песчаники, как правило, обладают плохими коллекторскими свойствами.

Наибольшим развитием пользуются морские, озерные, речные и эоловые породы. В северном полушарии распространена разновидность современного алеврита – лёсс, в котором преобладают частицы 0,05-0,01мм. Им покрыты значительные территории Китая, Ферганы, Хорезма, Украины, Западной Европы и Америки.

Если породы имеют смешанный характер, тогда выделяют песчаные или песчанистые алевролиты, алевритовые или алевритистые песчаники и т.д.

Алевролиты применяются в качестве абразивного материала, так как алевритовые зерна обычно плохо окатаны (точильные камни, мельничные жернова и т.п.).

Пирокластические породы характеризуются:

1. 
   наличием угловатых обломков;
   
2. 
   неоднородностью состава и структуры;
   
3. 
   неотсортированностью материала;
   
4. 
   малым количеством цемента;
   
5. 
   отсутствием хорошо выраженной слоистости и невыдержанностью по падению и простиранию.
   

1. 
   вулканические туфы и туфобрекчии – породы, сложенные почти исключительно (> 90%) вулканическим материалом;
   
2. 
   туффиты – породы, в составе которых наряду с преобладающим (> 50%) вулканогенным материалом присутствует и осадочный (< 50%);
   
3. 
   туфогены – туфогенно-осадочные породы с преобладанием осадочного материала (> 50%).
   

Туфы по окраске и внешнему виду весьма разнообразны: темные, синевато-серые, розово-фиолетовые, буро-серые, зеленоватые и др. Как правило, более темные туфы связаны с магмами основного состава, а светлые – с кислыми.

Пирокласты имеют важное практическое значение. Вулканические туфы, благодаря их пористости и легкости хорошо поддаются распиловке и широко используются в строительстве (артикские туфы Армении). Некоторые туфы кислого состава применяются в качестве сырья для изготовления стекловолокна.

В туфах возможны гидротермальные месторождения полиметаллических руд (Хандиза, Средняя Азия), а туфы пикритов, известные в Африке и Сибири под названием кимберлитов, являются коренными источниками алмазов.

Таковы основные сведения об обломочных горных породах с величиной частиц, превышающих 0,01мм. Частицы пелитового размера (мельче 0,01мм) будут рассмотрены в лекции о глинистых породах.

Лекция 12
Промежуточное положение между типично обломочными и хемогенными занимают глинистые породы. Образование их связано с химическим разрушением материнских пород, но они не могут быть отнесены к химическим осадкам, т.к. глинистые минералы и пелит выпадают преимущественно не из истинных, а коллоидных растворов.

К глинистым относятся породы, состоящие более чем на 50% из частиц мельче 0,01мм и содержащие не менее 30% частиц мельче 0,001мм в том числе.

Классификация глин производится по минеральному составу, пластичности, степени уплотнения, способности к размоканию в воде и др. признакам.

В состав глин входят следующие компоненты:

1) глинистые минералы;

2) обломочные зерна минералов (кварца, полевых шпатов, слюд, тяжелых минералов) величиной < 0,01мм (пелит);

3) диагенетические и эпигенетические неглинистые минералы (окислы железа, карбонаты, сульфаты и др.).

Полное представление о составе и строении глинистых минералов может быть получено лишь на основании комплексного исследования с применением рентгено-структурного, электронно-микроскопического, термического и других видов анализа. Структурно – кристаллохимические исследования свидетельствуют, что глинистые минералы характеризуются слоистым типом структур. Слои образуют так называемые пакеты, которые бывают трехслойными и двухслойными, а также смешанно – слойными. Выделение глинистых минералов производится по характеру слоистости, количеству слоев в пакете и химическому составу. Выделяются 4 основные группы: 1) каолинита, 2) гидрослюд, 3) монтмориллонита, 4) хлорита.
Свойства глин и их практическое использование

Чистые глины имеют белый или светло-серый цвет. Окислы железа придают им розовую и красную окраску, а гидроокислы – желтую и бурую. Органические примеси окрашивают глины в желтые цвета, но при сушке и обжиге они светлеют, т.к. органическое вещество выгорает, закиси железа переходят в окислы и происходит дегидратация.

Плотность глин изменяется в пределах 2,35-2,84г/см³. характерным и ценным свойством глин является их пластичность. Т.н. связующие глины дают формующееся тесто даже при добавлении > 50% тощих материалов, пластичные – до 50%, а тощие – только до 20%. Важными свойствами глин являются их огнеупорность и адсорбционная способность, т.е. способность поглощать из жидкостей и газов примеси и коллоиды.

Как правило, глины обладают хорошо выраженной слоистостью, обусловленной ориентированным расположением чешуйчатых глинистых минералов. Слабее выражена слоистость у аргиллитов – плотных глин, сцементированных кремнеземом и не размокающих в воде. Глины имеют значительное применение в промышленности и в быту. Давним потребителем глин является керамическое (фарфорово-фаянсовое) производство. В составе специально приготовленной массы для изготовления фарфора и фаянса наряду с каолином, кварцем, полевым шпатом глина служит связующим элементом. Керамические глины должны обладать белизной черепка и содержать минимум красящих окислов (Fe₂O₃ и TiO₂) и механических примесей.

Гидрослюдистые глины используются в цементной промышленности и при изготовлении грубой керамики – кирпича и черепицы.

В большом количестве глины и каолиниты потребляются металлургической промышленностью для производства огнеупорных кирпичей в доменных печах.

Глины широко применяются в нефтяной промышленности для приготовления буровых растворов. Наилучшими для этих целей являются тонкодисперсные глины, которые в смеси с водой дают устойчивые суспензии с удельным весом – 1,2. особенно это характерно для бентонитовых глин, образующихся при выветривании вулканического стекла, туфов и пепла. Среди минералов бентонитов преобладают монтмориллонит и бейвеллит.

Жирные на ощупь монтмориллонитовые глины (флоридины) применяются для очистки нефтепродуктов, а некоторые их сорта – для очистки растительных и животных жиров, уксуса, вин, соков.

В бумажном, резиновом и мыловаренном производстве в качестве наполнителя используется каолин. Например, хозяйственное мыло содержит 10-40% каолина, а туалетные сорта мыла – до 5%. В косметике каолин входит в состав паст, мазей, помад, грима и пудры.

При макроскопическом определении горных пород следует помнить, что в отличие от алевролитов и алевритистых глин чистые разновидности глин не скрипят на зубах.

Аллитовые породы характеризуются высоким содержанием глинозема (Al₂O₃) в их составе. Главными составными частями аллитов являются моногидратные окислы алюминия (Al₂O₃·Н₂О или AlООН) бёмит и диаспор, а также тригидратное соединение [Al₂O₃·3Н₂О или Al(ОН)₃], называемое гиббситом.

В группе алюминистых пород выделяют бокситы и латериты.

Бокситы внешне весьма разнообразны: мягкие, рыхлые и плотные с раковистым изломом, чаще всего красного, бурого и коричневого цвета из-за примесей гидроокислов железа, реже встречаются серые, белые, желтые и почти черные разновидности. Иногда магнитны.

Латериты – это обычно скопления глинозема на месте образования, т.е. элювиальные породы. В них много содержится каолинита и гидроокислов железа.

Для образования латеритов необходимо наличие материнской породы, богатой алюмосиликатами, достаточно пористой или трещиноватой, которая в жарком климате с чередованием периодов засухи и ливней подвергаются глубокому механическому и химическому разрушению. При этом алюмосиликаты разлагаются, кремнезем выносится из пород, а нерастворимый глинозем (Al₂O₃) накапливается.

Образование бокситов в настоящее время окончательно не установлено. Многие исследователи считают их продуктами переотложения латеритов. А.Д.Архангельский считал, что бокситы представляют собой химические или коллоидно-химические осадки морских или озерных бассейнов, и связь их с латеритными корами выветривания не обязательна.

Бокситы применяются для выплавки алюминия, производства искусственных абразивов, огнеупоров, в качестве адсорбента при очистке нефтепродуктов, а также для получения глиноземистого цемента.

Требования к бокситу как к исходному сырью для производства алюминия изменяются в зависимости от способа переработки. Содержание Al₂O₃ должно быть 45-50%, отношение Al₂O₃ : SiO₂ (кремневый модуль) от 4,5 до 10-12, содержание серы не должно превышать 1-2%.

В латеритах содержание глинозема достигает 20-25%, и в странах, где нет бокситов (Индия, Гана), они разрабатываются для получения металлического алюминия.

Железистые породы представляют разнообразную по составу группу отложений со значительным содержанием соединений железа. Среди них выделяются окисные, карбонатные, силикатные и сульфидные разновидности.

Осадочное железо образуется за счет выпадения из коллоидов продуктов химического выветривания магматических пород как, главным образом, в морских, так и континентальных водоёмах. Сульфидные, шамозитовые и карбонатные формы железа осаждаются в восстановительной среде с застойными условиями, а бурые железняки – в озерно – болотной и морской окислительной обстановке. Окисление сидеритов и сульфидов также приводит к образованию вторичных лимонитов.

В результате дегидратации первичных гидроокислов железа в условиях сухого жаркого климата образуется гематит – Fe₂О₃, а при региональном метаморфизме в восстановительных условиях (недостаток кислорода) возникает магнетит - FeО·Fe₂О₃. Следует оговорится, однако, что эти весьма важные для практического использования минералы могут иметь не только такое происхождение.

Значение железистых пород для промышленного использования огромно. Они являются рудой для получения железа. Особенно велика роль железистых кварцитов (джеспилитов), состоящих из тонко чередующихся прослоев кварца, гематита и магнетита. 95% мировых запасов железных руд связано с докембрийскими джеспилитами.

Наиболее крупными месторождениями бывшего Союза являются: КМА, Кривого Рога, Оленегорска (джеспилиты докембрийского возраста), Хингана (кембрий), Южного Урала (юра), Керчи (неоген). Сидериты встречаются в центральных областях Европейской части СССР, в Приполярном Урале (Бакальское месторождение), в Дагестане и др. районах.

В заключение отметим, что руды разного минерального состава кондиционны при различном содержании железа. Гематитовые породы должны содержать 55-57% железа, лимонитовые 35-50% и сидеритовые 30-35%. Руды с содержанием железа до 25-30% требуют обогащения. Рыхлые, бедные железом руды и железистые глины употребляются как минеральные краски (охры, сурики и др.).

Для марганцевых пород характерно содержание окиси марганца не менее 10%, большой удельный вес и черная рыхлая корочка на выветрелых поверхностях. Основные минералы марганца представлены окислами (псиломелан, пиролюзит, манганит, браунит) и карбонатами (манганокальцит и родохрозит). Марганцевые породы часто содержат примеси глины, железа, кремнезема, кальцита, реже барита. Цвет окисных пород преимущественно черный, у карбонатов – светлый с розовым оттенком.

Первичные окисные руды – землистые окисные породы, а переотложенные имеют пористое и ноздреватое строение, в них широко развиты натечные формы. Карбонаты марганца внешне похожи на известняки, но отличаются большей плотностью и вторичными изменениями.

Помимо отмеченных, встречаются кремнисто – пиролюзитовые породы, в которых марганцевые минералы тесно срастаются с осадочным кварцем, опалом и халцедоном.

Первичные марганцевые породы образуются в прибрежно – морских, реже в озерных условиях в результате химического (или при участии бактерий) осаждения. Интересно замещение окисных марганцевых руд карбонатами по мере удаления от прибрежной полосы. Это связано с уменьшением кислорода и переходом марганца в низшую валентность. Вторичные месторождения марганца встречаются в корах выветривания («марганцевые шляпы» и образовавшиеся инфильтрационным путем). В настоящее время установлено также, что на дне океанов имеются огромные запасы марганцевых конкреций.

Марганцевые руды используются в черной металлургии для получения специальных сортов стали повышенной вязкости. Марганец очищает железо от серы (Mn+S→MnS), являющейся в данном случае вредной примесью. Применяется марганец также в химической промышленности, в стекольном производстве и при изготовлении сухих батарей. Крупнейшие месторождения марганцевых руд в бывшем СССР: Чиатурское (Грузия), Никопольское, (Украина) Полуночное (Урал) имеют олигоценовый возраст (₃).

При метаморфизме марганцевых пород образуется пироксен, который называется родонит или орлец. Его состав CaMn₄ [Si₅O₁₅]. Используется как полудрагоценный поделочный камень.
Кремнистые породы (силициты)

Кремнистыми называют породы, сложенные главным образом осадочным кремнеземом (SiO₂) (опалом, халцедоном и кварцем), содержащие немало примесей: глауконита, кальцита, органического вещества, обломочных зерен, а также железистых и марганцевых минералов.

По происхождению кремнистые породы подразделяются на 1) хемогенные, 2)биогенные, 3) перекристаллизованные, не сохранившие первичных признаков генезиса. К разновидностям пластовых кремнистых пород относятся диатомиты, радиоляриты, спонголиты, трепел, опоки и яшмы.

Диатомиты – легкие светлые гигроскопичные породы, состоящие из опаловых скорлупок диатомовых водорослей. Радиоляриты образованы за счет скелетных остатков радиолярий – простейших организмов, строивших свои скелеты из опала. Диатомиты и радиоляриты внешне не различаются. Спонголиты сложены преимущетсвенно спикулами кремневых губок (спонгии – отсюда название пород). Трепелы и опоки – легкие белые, серые (опоки иногда черные), напоминающие мел или каолинит. Состоят из опала, микропористые. Яшмы состоят из халцедона и микрозернистого кварца, морфологически представляют твердые (твердость 7) плотные породы с раковистым изломом. Выделения разноцветного халцедона (красного, зеленого, бурого, желтого, розового и др.) могут образовать слоистость, пятна и разводы с постепенным переходом одного в другой.

Конкреционные кремнистые породы образуются в виде желваков или конкреций и представлены кремнями. Они встречаются гораздо реже пластовых кремнистых пород и образуют в диагенетическую или эпигенетическую стадию включения в известняках, песчаниках и глинах. Диагностическими признаками диатомитов, радиоляритов, спонголитов, трепелов и опок при макроскопическом определении являются легкость и гигроскопичность (прилипают к языку). В отличие от мела они не реагирует с соляной кислотой.

Силициты имеют разнообразное применение. Диатомиты, трепелы и опоки используются как изоляционный материал, а также для очистки нефтепродуктов и растительных масел. Яшма употребляется в качестве декоративного и поделочного камня.

Из фосфатов наиболее известны фосфориты, содержащие 12-40% Р₂О₅, иногда же значительный практический интерес представляют и породы с содержанием фосфорного ангидрида всего 5-6%.

В фосфоритах присутствуют примеси глинистого и песчано-алевритового материала, органического вещества карбонатов, силицитов и др. В некоторых фосфатах наблюдается повышенная радиоактивность и содержание торий-цезиевых соединений.

Имеют очень сложный состав. В них наиболее развиты следующие минералы группы апатита: фтор-апатит – 3Ca₃P₂O₈·CaF₂, хлор-апатит – 3Ca₃P₂O₈·CaCl₂, гидроксил-апатит - 3Ca₃P₂O₈·Ca(ОН)₂, карбонат-апатит – 3Ca₃P₂O₈·CaСО₃.

Наиболее широким распространением пользуются фосфориты 1)конкреционного и 2) пластового типа.

Конкреционные (желвачные) фосфориты представляют собой скопления обособленных или слившихся друг с другом желваков или радиально-лучистых конкреций, иногда образующих ноздреватую плиту. Нередко наблюдаются переотложенные, прекрасно окатанные конкреции с гладкой, как бы лакированной поверхностью. Диаметр желваков обычно составляет несколько сантиметров, значительно реже они достигают 10-20см. Иногда в центре конкреций находятся кристаллы сфалерита или галенита.

Цвет чистого фосфата кальция белый, но благодаря примеси органического вещества окраска его может меняться от светлого до черного.

В желваках часто встречаются куски костей и фосфатизированной древесины, псевдоморфозы по раковинам гастропод и копролитам.

Пластовые фосфориты внешне могут быть приняты за известняки, песчаники или некоторые силициты, а также мел и мергели. Подобные фосфатные породы диагностируют микроскопически или с помощью несложных химических реакций. Так, при смачивании их смесью 15-20%-ного молибденово-кислого аммония и концентрированной азотной кислоты появляется ярко-желтая окраска, свидетельствующая о присутствии фосфора.

Образование фосфоритов по А.В. Казакову (1938) происходит согласно следующей схеме. После отмирания планктонных форм морских животных их остатки выделяют фосфор, который переходит в раствор. Этому способствует СО₂, содержание которой с глубиной увеличивается. На глубинах 350-1000м концентрация Р₂О₅ в растворе возрастает по сравнению с приповерхностной зоной в 20-30 раз, иногда превышая 300 мг/м³. При подъеме течениями, направленными в сторону берега богатых СО₂ и Р₂О₅ глубинных вод в область шельфа, вследствие уменьшения давления концентрация углекислоты понижается, что приводит к выпадению СаСО₃, а ближе к берегу – фосфатов.

На глубинах менее 50м воды уже обеднены фосфором, и изобилуют растения, поглощающие фосфор, поэтому выпадение фосфатов прекращается.

Большая часть фосфоритов используется для производства минеральных удобрений. Фосфоритовая мука должна содержать Р₂О₅ не менее 8%, а сырье для суперфосфата – не менее 28%, поэтому природные фосфаты обогащаются промывкой и грохочением. Месторождения фосфоритов известны в Казахстане (Каратау), на Украине (Подолия), в Прибалтике, в Восточной Сибири, в Татарстане и др. районах.
Карбонатные породы

Карбонатные породы распространены очень широко. Они классифицируются по минеральному и химическому составу, а также по происхождению.

Главнейшими из них являются известняки, состоящие более чем на 50% из кальцита СаСО₃, и доломиты, более 50% которых составляет одноименный минерал с химической формулой CaMg(CO₃)₂. Помимо их существуют железистые карбонаты – сидериты (FeCO₃), магнезиальные – магнезиты (MgCO₃) и породы другого состава, которые встречаются значительно реже.

Существует множество карбонатных пород смешанного состава. Например, горная порода с примерно равным содержанием карбонатного и глинистого материала называется мергелем. Далее, в известняках и доломитах возможно содержание обломочных частиц до 5%. Классификация смешанных кальцитово-доломитовых пород по С.Г. Вишнякову приводится в таблице 10. В качестве примесей могут также входить в состав известняков и доломитов кремнезем, сульфаты и другие соединения.

По происхождению и структурным особенностям выделяются: 1)органогенные, 2) хемогенные, 3) обломочные и 4) криптогенные известняки.

Наиболее развиты органогенные известняки, состоящие более чем на 20-30% из кальцитовых (или арагонитовых) раковин или обломков (скелета) животных организмов или остатков известковых водорослей. Органогенные известняки иногда слагают рифы, построенные кораллами, мшанками, криноидеями и другими организмами. Рифовые массивы имеют значительные размеры. Например, гора Ай-Петри в Крыму является отпрепарированным рифовым массивом юрского возраста, а гора Юрак-Тау вблизи г. Стерлитамак представляет собой рифовый массив пермского возраста.

Сложенные пористыми известняками рифовые тела могут содержать залежи нефти и газа.

К биогенным известнякам относятся также мел - мягкая порода белого цвета с высокой пористостью (до 50%), обладающая связностью, то есть способностью держаться в куске, не рассыпаясь. Под микроскопом можно видеть, что мел состоит из остатков известковых водорослей – кокколитофорид и их фрагментов (70-85%), мелких фораминифер и других организмов.

Хемогенные известняки практически не содержат органических остатков. Они состоят из кальцита, накопившегося в осадке чисто химическим путем. Макроскопически это плотные афанитовые породы с раковистым изломом и различной окраской. К хемогенным карбонатам принадлежат также известковые туфы, образующиеся на выходах минеральных источников. Это пористые образования натечного сложения с пелитоморфной или микрозернистой структурой. Цвет их желтовато-серый, буроватый, иногда светлый, почти белый.

Обломочные известняки встречаются сравнительно редко. Они состоят из более или менее окатанных обломков более древних известняков, скрепленных хемогенным кальцитом различной структуры. Если известняки состоят из окатанных обломков раковин, водорослей или других органических остатков, то они называются органогенно-обломочными.

Обломочные известняки часто содержат примесь частиц кварца, полевых шпатов и других минералов.

Помимо основного одноименного минерала в доломитах часто присутствуют кальцит, другие карбонатные минералы, а также гипс и ангидрит.

Для доломитов свойственны микрозернистые, кристаллически-зернистые и реликтовые по органическим остаткам доломитизированных известняков, а также порфиробластовые и оолитовые структуры. Под микроскопом хорошо различаются ромбические сечения кристаллов доломита крупнее 0,1мм. Текстуры пород массивные, зернистые, реже слоистые.

Как и известняки, выделяются хемогенные, биогенные и обломочные доломиты.

Отложение известняков происходит как в прибрежно-морских областях (органогенно-обломочные и оолитовые разновидности), так и в глубоководных условиях (микрозернистые породы). Писчий мел образуется при глубинах моря от нескольких десятков до сотен метров. Известковые осадки могут образоваться в слабощелочной нормальной солености воде, при повышенной температуре, но без излишка давления и углекислоты. На больших глубинах, где господствуют высокие давления и сравнительно низкие температуры (+1 – +4 ⁰С), известковый ил не осаждается.

Вопрос о происхождении доломитов не вполне решен. На этот счет имеется несколько точек зрения:

1. 
   первичные доломиты непосредственно осаждаются из морских вод с повышенным значением рН = 9-10 и соленостью в лагунных условиях при жарком климате; при этом важно обилие в воде растворенной СО₂;
   
2. 
   диагенетические доломиты образуются при взаимодействии известкового осадка с ионами магния, содержащимися в морской воде;
   
3. 
   эпигенетические доломиты образуются при метасоматическом замещении части СаСО₃ в известняках MgCO₃.
   

При метаморфизме известняков образуются мраморы, которые являются прекрасным строительным и облицовочным материалом.

Соляными называют породы хемогенного происхождения, состоящие главным образом из галоидных и сульфатных соединений натрия, кальция, калия и магния. Они также носят название эвапоритов. Соляные породы обычно светлоокрашенные, имеют высокую растворимость в воде, низкую, не выше 3, твердость, малую примесь обломочных частиц и отсутствие фаунистических остатков. Прослои глинистых пород в соленосных толщах, однако, в большинстве случаев являются обязательным элементом. Некоторые соляные породы яснослоистые в связи с изменением состава солей, осаждавшихся в течение года.

Наиболее распространенными типами соляных пород являются гипсовые, ангидритовые, каменные соли и калийно-магнезиальные отложения.

Гипсовые породы состоят главным образом из гипса – CaSO₄·2H₂O – мягкого минерала белого цвета, в крупных кристаллах иногда прозрачного («марьино стекло»), а при наличии пигментирующих веществ они бывают желтоватого или розового цвета. По текстуре различаются следующие разновидности гипсовых пород: зернистые, землистые, тонко волокнистые с шелковистым блеском (селенит), а по структуре – крупно – средне – или мелкокристаллические и очковые порфирового строения. Встречаются такие кристаллические формы, как «розы пустыни» и «ласточкины хвосты».

Ангидритовые породы состоят в основном из одноименного минерала ангидрита CaSO₄. Они встречаются обычно в виде зернистых масс голубовато-серого цвета, реже белого и красноватого. По структуре они подобны гипсам. Твердость ангидрита выше, чем у гипса – не царапается ногтем.

Часто наблюдаются переслаивания гипса и ангидрита. Глубже 150- 200м гипсы теряют воду и переходят в ангидриты, а в более верхних зонах происходит обратный процесс.

Гипс и ангидрит применяются главным образом в строительном деле. Алебастр (строительный гипс) получают путем нагревания их до 120-180⁰С с последующим размолом в тонкий порошок. В портланд-цементах гипсовые добавки регулируют сроки их схватывания.

Гипс применяется также в бумажном производстве в качестве наполнителя, в особенности для изготовления высших сортов писчей бумаги.

Пласты каменной соли ассоциируют со слоями гипса и ангидрита. Помимо этого, ее залежи непременно присутствуют в калийно- магнезиальных соленосных толщах.

Каменная соль используется в качестве приправы к пище людей и животных. Взрослый человек в течение года потребляет около 8 кг соли. Причем, пищевая соль должна быть белого цвета и содержать не менее 98% NaCl.

В химической промышленности каменная соль используется также для получения соляной кислоты, хлора и натриевых солей.

Калийно-магнезиальные соляные породы применяются в основном для производства удобрений. Около 90% всех калийных солей, вырабатываемых промышленностью, потребляется сельским хозяйством. Они, как и другие соли, используются для выработки соляной кислоты, хлора, металлических калия и магния.

Значительные скопления галолитов образуются в результате физико-химического выпадения солей из природных рассолов в обстановке 1) либо замкнутых континентальных озер и реликтовых морей – озер, 2) либо в обстановке морских краевых лагун, имеющих затрудненную связь с открытым морем.

Первый тип образует обычно ограниченные соляные скопления, хотя нередко весьма важные с промышленной точки зрения. Сюда относятся широко известные озера Эльтон и Баскунчак, находящиеся в пределах так называемого соляного пояса в южной части бывшего СССР. Все наиболее значительные скопления галолитов континентального типа связаны с областями без стока, иначе они уносились бы в океан.



Рис. 46

Но простые подсчеты показывают, что без дополнительного поступления солей даже испарение довольно глубоких водоемов не может привести к образованию значительных скоплений солей. Необходимо, чтобы на место испаряющейся с поверхности воды из морского водоема все время продолжали поступать новые порции морской воды, пополняющие запас солей в бухте. Когда концентрация солей в бухте возрастает примерно в 11 раз, начинается осаждение галита и других солей. Концентрация осаждения: CaSO₄ – 7-7,5%; NaCl – 30-35%; KCl, MgCl₂ - >35%. Согласно теории Оксениуса, предполагается существование полузамкнутого бассейна, отделенного от открытого морского бассейна подводной насыпью - баром, оставляющим лишь неглубокий и узкий пролив для сообщения двух бассейнов (Рис. 46).

Типичным примером барового залива служит Кара-Богаз-Гол на восточном берегу Каспия.

==================

К метаморфизму не относятся процессы, происходящие в зонах выветривания и цементации, таким образом, гипергенез, диагенез и эпигенез не включается в понятие метаморфизма.

Главными факторами метаморфизма являются температура, давление (гидростатическое и одностороннее), а также состав и химическая активность растворов и газов.


Тема. Основные особенности и типы метаморфизма и

метаморфических горных пород
Факторы метаморфизма

Температура является важнейшим фактором метаморфизма, влияющим на процессы минералообразования, скорости химических реакций и перекристаллизации породы. Считается, что метаморфизм протекает при температуре, не превышающей 850-900⁰С, а ниже 300⁰С он практически не происходит или проявляется крайне медленно.

Давление может проявляться двояко: в виде всестороннего (гидростатического) или направленного (стресса). Причем, в пределах нижней границы земной коры, согласно расчетам, гидростатическое давление может достигать величины 13000атм (на глубине ~ 50км). Но некоторые минеральные парагенезы требуют для своего образования давления в 25000атм. Поэтому исследователи большое значение придают стрессу, то есть проявлению «тектонических перегрузок».

К химически активным растворам и газам, перемещающимся из зон высоких давлений и температур в области меньших давлений и температур, относятся вода, углекислота, соединения водорода, хлора, фтора, серы, бора, фосфора, калия, натрия и других элементов.

Следует отметить, что при нормальном метаморфизме, происходящем только под действием давления и температуры, химический состав пород не изменяется, а происходит только качественное изменение минерального состава. Например, за счет форстерита и анортита образуется под давлением гранат, имеющий высокую плотность : Mg₂[SiO₄] + Ca[Si₂Al₂O₈] → Ca(Mg,Al)₂ [SiO₄]₃.

А в процессе миграции растворы и газы воздействуют на минералы вмещающих пород, что приводит к их замещению новыми химическими соединениями. В этом случае происходит метасоматический метаморфизм.

Выделяется метаморфизм прогрессивный, происходящий при увеличении температуры и давления, и регрессивный, протекающий при уменьшении их. Последний носит еще название ретроградного метаморфизма или диафтореза.

Рассмотренные выше факторы метаморфизма чаще всего действуют совместно, однако в зависимости от того, какой из них преобладает, различают несколько типов метаморфизма.

Прежде всего, по масштабам проявления выделяются локальный метаморфизм, охватывающий ограниченные участки земной коры, и региональный, проявляющийся на больших территориях складчатых зон. Локальный метаморфизм проявляется следующими разновидностями.

Контактовый метаморфизм обусловлен влиянием внедряющейся массы магматического расплава на окружающие породы. При этом возможно, во-первых, что составы магмы и пород близки, а растворы и газы не оказывают существенного влияния (так называемый «сухой» метаморфизм). Тогда изначальные породы не изменяют своего состава, но меняют структуру. Выделяют три зоны влияния магмы на окружающие породы:

а) внешняя зона, в которой образуются филлитовые сланцы, содержащие серицит, хлорит и актинолит;

б) средняя зона, в которой образуются слюдистые сланцы, состоящие из крупнокристаллической слюды (мусковит – хлорит – актинолит);

в) внутренняя зона, в которой образуются роговики - плотные полнокристаллические без сланцевости породы с раковистым изломом.

В другом случае контактовый метаморфизм может сопровождаться одновременной активностью газов и растворов – метасоматический контактовый метаморфизм. При этом состав пород и магмы различается. Если, например, граниты внедряются в карбонаты, то образуются скарны. Происходит замещение СО₂ на SiO₂ по следующей схеме:

CaMg(CO₃)₂ + SiO₂ → CaMg[Si₂O₆] + CO₂

доломит пироксены и гранаты

Пироксены и гранаты образуются во внутренней зоне метаморфизма, с которой бывают связаны железорудные месторождения (г. Высокая и г.Магнитная). Во внешней зоне вместо гранатов и пироксенов образуются амфиболы и эпидот. С ней бывают связаны многоэтапно образованные месторождения сульфидов.

Те же ультраосновные породы под действием растворов, богатых SiO₂, переходят в тальковые сланцы:

пироксен SiO₂

тальк

оливин

пироксен кальцит зеленая слюда)

При воздействии на граниты горячей воды образуются грейзены, с которым связаны минералы вольфрама (шеелит), молибдена (молибденит), олова (касситерит). Если же на гранит действуют холодные воды, образуются березиты – породы в отличие от грейзенов мелкокристаллические. С березитами связаны пирит и золотоносные жилы. Динамометаморфизм связан с тектоническими процессами, которые вблизи поверхности приводят к раздавливанию первичных пород. Причем, процесс раздавливания пород с сохранением структуры называется катаклазом, а когда первичная порода перемолота полностью и реликтовую структуру её установить трудно, процесс именуется милонитизацией. Породы, образующие в результате, носят соответственно название катаклазитов и милонитов.

Региональные метоморфизм проявляется на огромных территориях во время погружения пород во все более глубокие зоны земной коры. По существу он является динамотермальным метаморфизмом. Если же температура становится выше того предела, когда наступает частичное расплавление пород, выделяется наиболее высокая ступень метаморфизма – ультраметаморфизм.

В 1904 г. У.Грубенман ввел понятие о зонах регионального метаморфизма, зависящих от глубины. Были выделены 3 зоны: верхняя – эпизона, средняя – мезозона и нижняя – катазона. Сверху вниз все большее значение приобретают гидростатические давления (вместо стресса), метаморфические минералы постепенно теряют воду и углекислоту и приобретают все большую плотность, так если для верхней зоны характерны филлиты, хлоритовые и эпидотовые сланцы (содержащие серицит, серпентин, хлорит, тальк), а для мезозоны свойственны гнейсы, амфиболиты и слюдяные сланцы (биотит, мусковит, актинолит, кислый плагиоклаз), то в катазоне образуется гранатовые и пироксеновые гнейсы, оливинсодержащие разности и т.д.

Разумеется эта схема достаточно условна, т.к. каждая ступень метаморфизма зависит не только от фактора глубинности, а от определенных сочетаний давлений и температуры. Поэтому позднее возникла идея о фациях метаморфизма. Согласно определению П. Эскола (1920), «метаморфическая фация охватывает все породы, возникшие в таких сходных условиях температуры и давления, что определенный химический состав приводит к одной и той же ассоциации минералов». Породы разного начального облика, но близкого химического состава при одинаковых Р-Т- условиях метаморфизма преобразуются в изофациальные, то есть принадлежащие к одной фации метаморфизма.
Породы регионального метаморфизма

Прежде всего следует отметить, что региональный метаморфизм не исключает проявления других видов (локального метаморфизма). При этом наложение местных условий усиливает или ослабляет действие регионального метаморфизма на породы.

При региональном метаморфизме наиболее значительным преобразованиям подвергаются тонкозернистые глинистые породы, еще в стадию эпигенеза превращенные в аргиллиты:

глины → аргиллиты → глинистые сланцы → филлиты → слюдяные сланцы → гнейсы.

Слюдяные кристаллические сланцы состоят из биотита, мусковита, хлорита и кварца. Породы более крупнозернисты, чем филлиты.

Обломочные породы (кварцевые песчаники и алевролиты) преобразуются в кварциты:

песчаники → метаморфизованные песчаники → кварциты.

Главный процесс при этом – разрастание обломочных зерен начинается еще в стадию эпигенеза. А при метаморфизме зерна уже прочно соединяются по зубчатым контактам, и порода приобретает массивный, сливной облик.

Кварциты являются прекрасным отделочным материалом, применяются также как кислотоупорный материал. Железистые кварциты (джеспилиты), как уже отмечалось ранее, имеют большое значение как железорудное сырье.

При региональном метаморфизме известняков образуются мраморы. Доломиты и доломитизированные известняки также переходят в мраморы, но с примесью магнезиального минерала брусита Mg(OH)₂. при наличии в исходных породах примеси кремнезема и глинистых минералов в мраморах присутствуют гранаты, пироксены, тремолит и другие минералы.

Магнезиальные породы (мергели и глины, обогащенные магнием) преобразуются в амфиболиты – среднезернистые породы, состоящие в основном из обыкновенной роговой обманки и плагиоклаза, по следующей схеме:

Mg-породы → хлоритовые и актинолитовые сланцы → амфиболиты.

Вулканогенные породы основного и среднего состава подвергаются зеленокаменному преобразованию - по ним образуются зеленые сланцы и зеленокаменные породы. При этом пироксены и амфиболы замещаются хлоритом, актинолитом и кальцитом, а плагиоклазы – агрегатом эпидота, кальцита, серицита и др.
Текстуры и структуры метаморфических пород

Текстуры метаморфических пород могут быть как реликтовыми, то есть унаследованными от исходных пород, так и собственно метаморфическими, приобретенными в процессе преобразований.

Массивной или однородной текстурой обладают мраморы, кварциты, амфиболиты, контактовые породы, образовавшиеся в обстановке без резкого влияния направленных тектонических движений.

Пятнистая текстура в отличие от массивной характеризуется неравномерным распределением отдельных минералов, образующих скопления в виде пятен.

Полосчатая текстура образуется параллельными слоями минералов разного состава, цвета или крупности зерен.

Сланцеватая текстура характеризуется параллельно ориентированным расположением листоватых, чешуйчатых, длиннопризматических и игольчатых кристаллов минералов, рост которых происходил в условиях направленного давления. Она весьма присуща гнейсам и сланцам.

Очковая (линзовидная) текстура образуется в виде крупных минералов зерен или их агрегатов, окаймленных облекающей их более мелкозернистой массой. Она характерна для катаклазитов или встречается как реликтовая по эффузивам с флюидальной текстурой.

Структуры метаморфических пород своеобразны и подразделяются на 3 группы: кристаллобластовые, катакластические и реликтовые. Наиболее распространенными являются первые, образующиеся вследствие перекристаллизации в твердом состоянии - бластеза (от греч. бласто-рост).

Рассмотрим наиболее распространенные кристаллобластовые структуры.