авторефераты диссертаций БЕСПЛАТНАЯ БИБЛИОТЕКА РОССИИ

КОНФЕРЕНЦИИ, КНИГИ, ПОСОБИЯ, НАУЧНЫЕ ИЗДАНИЯ

<< ГЛАВНАЯ
АГРОИНЖЕНЕРИЯ
АСТРОНОМИЯ
БЕЗОПАСНОСТЬ
БИОЛОГИЯ
ЗЕМЛЯ
ИНФОРМАТИКА
ИСКУССТВОВЕДЕНИЕ
ИСТОРИЯ
КУЛЬТУРОЛОГИЯ
МАШИНОСТРОЕНИЕ
МЕДИЦИНА
МЕТАЛЛУРГИЯ
МЕХАНИКА
ПЕДАГОГИКА
ПОЛИТИКА
ПРИБОРОСТРОЕНИЕ
ПРОДОВОЛЬСТВИЕ
ПСИХОЛОГИЯ
РАДИОТЕХНИКА
СЕЛЬСКОЕ ХОЗЯЙСТВО
СОЦИОЛОГИЯ
СТРОИТЕЛЬСТВО
ТЕХНИЧЕСКИЕ НАУКИ
ТРАНСПОРТ
ФАРМАЦЕВТИКА
ФИЗИКА
ФИЗИОЛОГИЯ
ФИЛОЛОГИЯ
ФИЛОСОФИЯ
ХИМИЯ
ЭКОНОМИКА
ЭЛЕКТРОТЕХНИКА
ЭНЕРГЕТИКА
ЮРИСПРУДЕНЦИЯ
ЯЗЫКОЗНАНИЕ
РАЗНОЕ
КОНТАКТЫ


Pages:     | 1 |   ...   | 3 | 4 || 6 | 7 |   ...   | 11 |

«н. В. ЛОГВИНЕНКО ПЕТРОГРАФИЯ ОСАДОЧНЫХ ПОРОД (С ОСНОВАМИ ...»

-- [ Страница 5 ] --

Рудные концентрации железа возникают, главным образом, при диагенезе, благодаря накоплению взвесей и коллоидов — гидроокислов железа, преобразованию их и обломочных минера­ лов, содержащих железо (пироксены, амфиболы, слюды, гра­ наты, магнетит, ильменит и др.), концентрации которых в мелко Таблица Классификация железистых пород Минеральный Окнсные — окислы '—.^состав Силикатные Смешанного состава Карбонатные и гидроокислы ж е л е з а Генезис "" "" I. Х е м о г е н н ы е :

Сидеритовые конкреционные Шамозитовые Бурожелезняковые Оолитовы е — г и д руды (типа пластовые залежи рогетит -лепто р у д ы карбона, ю р ы, Рус­ (типа Хоперских) Северо-Аф- хлорито-сидери ской платформы, А н г л и и, товые (типа Франции риканских) а) прибрежно-морские Керченских) Бурожелезняковые Оолитовые гидро Конкреции и стяжения кар­ к о н к р е ц и о н н ы е и бо­ гетит-лептохло бонатов железа в угленос­ бовые. Современные ритовые (типа ных отложениях карбона и руды озер и болот Орско-Халилов перми и современных бо­ б) озерно-болотные С е в е р а (с M n ) ских) лотах и торфяниках Оолитовые гидро Бурожелезняковые гетит-лептохло конкреционные ру­ рит-сидерито ды — о т л о ж е н и я се­ вые ( т и п а П р и в е р н ы х рек в) аллювиальные аральскнх) Орштейны и орзанды северной лесной зоны Железная шляпа суль­ фидных месторожде­ г) подпочвенные ний Бурожелезняковые д) коры выветривания с к о п л е н и я по хвостам е) метасоматические пластов известняков (Донбасс) и др.

II. Обломочные а) м о р с к и е и аллюви­ Магнетитовые пески альные Продукты перемыва древних железных руд П р н м е ч а н и е. Железистые кварциты и джеспилиты относится к метаморфическим породам и здесь не р а с с м а т р и в а ю т с я.

Таблица 3?

Химический состав железистых и марганцевых пород в % ^^^-^^ Окислы SiO Al O MgO PO VO TiO FeO MnO CaO ППП Fe O 2 2 3 2 8 2 2 4 Породи Хлорито-сидеритовая руда. Аятское 1, 7,28 24,28 1,37 0,45 0,09 23, 26,63 2, 0, 11, (P) Оолитовая окисная руда. Керченское 9,07 2, 3,25 0,69 0,61 0,10 13, 0,32 53,80 0, 16, (Mn O ) 2 Сидеритовая руда. Выксунекий рай — 1, 1,04 2,33 0, 3,09 3,17 30, 41, 16,88 0, — 0, 2,61 17, 8,12 13,19 1,06 2, 19,27 0,29 35, Бобовая озерная р у д а, Карелия...

Оолитовая черная руда, Чиатуры, 0, 24,90 3,04 5, 3,50 0, +MnO - 60,60% — 9- — 3-6 10 30 1-2 20, 2-9 0,3 2- Карбонатная руда, Чиатуры, Грузия 0, водной области моря бывают значительные, а также благодаря высачиванию подземных вод, богатых железом на дне моря.

На проветриваемых участках дна (прибрежно-морские об­ становки с развитием песчаных осадков — литораль и сублито рали) образуются бурожелезняковые—'окисные руды. В лагун но-заливных условиях в восстановительной среде возникают хло­ ритовые и сидеритовые руды.

Значительно более разнообразны условия возникновения же­ лезных руд на суше.

Железные руды образуются в зоне окисления сульфидных месторождений (железная шляпа или стеклянная голова) и при процессах метосомэтического замещения известняков. В стра­ нах с избыточным увлажнением и лесным покровом возникают железистые конкреции и стяжения на уровне грунтовых вод (ор штейны и орзанды под подзолистыми почвами севера). Иногда они имеют практическое значение.

Особенно часто железные руды образуются в озерно-болот ных условиях.

В озерах и болотах севера накапливаются окисные бобовые руды, часто содержащие значительную примесь марганца. Осаж­ дение железа происходит хемогенным путем, но не исключено также участие бактерий. В болотах и торфяниках в восстанови­ тельной обстановке образуются сидеритовые стяжения и кон­ креции.

И, наконец, возможно образование железистых пород — ооли­ товых— гидрогетит лептохлорито-сидеритовых—-в речных (пой­ менных) дельтовых и лиманных осадках (олигоценовые руды Приаралья).

Месторождения железных руд: Керченское в третичных отло­ жениях, Хоперское в девоне, Халиловекое, Приаральская группа месторождений в олигоцене, Тульские и Липецкие руды карбона Подмосковного бассейна, месторождения Эльзаса и Лотарингии, Северной Африки и др.

Практическое применение — руды на железо.

Марганцевые породы Состав, структуры и классификация марганце­ вых пород. К марганцевым породам принадлежат различные осадочные образования морского, лагунного и континентально­ го происхождения (озерные руды, руды коры выветривания), со­ держащие, как правило, более 10% окиси марганца. Классифи­ кация марганцевых пород основана на генезисе и минералогиче­ ском составе. Среди них выделяются по генезису хемобиогенные и хемогенные разности и по минеральному составу — окисные и карбонатные (табл. 38).

Главные минералы марганцевых пород — окислы и гидрооки Таблица 38~ Классификация марганцевых пород Минеральный Окисные (окислы и г и д р о ­ ^ ^ - ^ ^ ^ состав Карбонатные окислы марганца) Генезис I. Х е м о г е н н ы е и л и х е м о б и о геииые:

прибрежно-морские, об­ Пластовые скопления а) разовавшиеся в спокойных среди кремнистых водных условиях в окисли­ пород тельной обстановке б) т е ж е, н о о б р а з о в а в ш и е с я Марганцевистые в восстановительной обста­ известняки новке и карбонатные руды марганца в) п р и б р е ж н о - м о р с к и е, о б р а ­ Пластовые и линзовид зовавшиеся в условиях вол­ иые с к о п л е н и я мар­ нений и течений (окисли­ ганца среди обломоч­ тельная среда) ных пород г) озерно-болотные Железо-марганцевые образования главным образом современ­ ных болот и озер Се­ вера I. Х е м о г е н н ы е :

Руды коры выветрива­ а) к о р ы в ы в е т р и в а н и я ния слы маргаица—,манганит, пиролюзит, псиломелан, или вад, и другие;

карбонаты марганца — манганокальцит, родохрозит и др. Кроме минералов марганца в виде второстепенной составной части присутствуют глауконит, опал, халцедон, окислы и гидро­ окислы железа, глинистые минералы, кальцит, анкерит, сидерит и терригенные примеси (см. табл. 37).

В кремнистых и кремнисто-глинистых породах (опоковид H b I x ), сопровождающих марганцевые руды, нередко встречаются остатки кремневых организмов (спикули губок, диатомеи, ради­ олярии), в самих рудах иногда находят остатки усоногих раков (Никопольское месторождение).

Марганцевые породы имеют черную окраску, часто землистое сложение (напоминают кусок земли — почву), реже конкрецион­ ное, оолитовое, бобовое. Карбонатные марганцевые породы окра­ шены в светлые тона — серовато-белые с розоватым оттенком, розоватые, мелко- и микрозернистые, часто тонкослоистые.

;

Соединения марганца широко распространены в осадочных породах, но не образуют больших концентраций (конкреции, на Л о г в и н е н к о Н. Is.

теки, дендриты и т. п.). Крупные концентрации марганца — руды в осадочных породах встречаются значительно реже.

Происхождение и распространение марганцевых руд. Марган­ цевые руды осадочного происхождения образовались в результа­ те хемот-енного и биохемогенного осаждения (деятельности бак­ терий) в условиях мелководных морских заливов и прибрежной области моря, а также в озерно-болотных условиях на суше.

Источником марганца являются кристаллические породы. Пе­ реносится он,.вероятно, в виде коллоидов гидроокиси марганца, частично в ионной форме. Причиной осаждения марганца яв­ ляется коагуляция коллоидов и, возможно, деятельность бак­ терий.

Пластовые скопления марганцевых пород, ассоциирующих­ ся с кремнистыми, образовались в прибрежной области неглубо­ кого моря, о чем свидетельствует ларактер осадков, примесь тер ригенного материала (в том числе и песчаного), органические остатки.

Накопления марганца происходило благодаря коагуляции коллоидов четырехвалентного марганца, принесенных с суши.

В мелководной области, где благодаря волнениям в изобилии присутствует кислород, формируются окисные руды, на больших глубинах в восстановительной обстановке — карбонатные руды (двухвалентного марганца). Таким же способом образуются многочисленные марганцевые конкреции в глубоководных океа­ нических илах.

Реже встречаются окисные марганцевые руды, ассоциирую­ щиеся с известняками и песчаниками. Руды первого типа харак­ теризуются значительной примесью карбоната Ca, руды второго типа—повышенным содержанием кремнезема за счет обломоч­ ного кварца.

Возникновение подобных !месторождений также связывают с приносом коллоидов окиси марганца и их коагуляцией в области накопления карбонатных хемогенных илов и песчаных осадков.

И, наконец, широко известны болотно-озерные руды марган­ ца, где он в виде гидроокисных соединений ассоциируется в раз­ личных пропорциях с окислами и гидроокислами железа (лимо­ нит—псиломелановые руды болот торфяников Финляндии, Карелии, Швеции и др.).

Месторождения марганцевых руд известны в олигоценовых отложениях Украины (Никопольское), Грузии (Чиатурское), в третичных отложениях Индии и др. Практическое применение марганцевых пород — руды дляшолучения марганца.

Фосфатные породы Состав, структура и классификация фосфатных пород. К фосфатным породам относятся различные осадочные образования морского и наземного происхождения: пластовые, конкреционно-желваковые фосфориты и костяные брекчии*.

Обычно к фосфатным относят породы, содержащие не менее 10% Р2О5. Классификация их основана на генезисе, минеральном!

составе и текстурно-структурных признаках (табл. 39).

Таблица Классификация фосфатных пород Коллофани ^^-^^ Минеральный Лаллитовые ( п о д о л и - товые Гицрокспл-апатитовые товые), курскитовые и штаффели товые Генезис I. Х е м о г е н н ы е и л и б и о хемогенные:

а) м о р с к и е г л у б о к о в о д ­ Желваково-кон ной области шельфа креционные, конкреционно лучистые Выделения фос­ б) м е л к о в о д н о й лагун фатных мине­ но-заливной обста­ ралов в карбо­ новки натных конкре­ циях и цементе обломочных пород Островные, кар­ в) континентальные стовые и на­ течные — мета соматические фосфориты I. Б и о г е н н ы е :

Костяные брек­ а) м о р с к и е ч и и (из к о с т е й рыб). Фосфат­ ные остатки организмов Костяные брек­ б) аллювиадьно-озер ные чии (из костей рыб) Костяные брек­ в) континентальные (пещерные) ч и и (из к о с т е й млекопитаю­ щих) Главные породообразующие минералы фосфатных пород — соли фосфатной кислоты: гидроксилапатит, «арбонатапатит, ряд минералов, близких к ним, — даллит (подолит), курскит, штаф фелит (франколит) и аморфный фосфат — коллофанит. Важная составная часть фосфоритов—-карбонаты кальция, магния и железа.

Второстепенными минералами могут быть опал, халцедон, 6* кварц, глауконит, сульфиды железа и тяжелых металлов, орга­ ническое вещество и терригенные частицы гравийной, песчаной и •алеврито-глинистой размерности. Последние являются сущест­ венной составной частью желваковых фосфоритов.

Фосфориты содержат P O в количестве от 10 до 40% и час­ 2 то обнаруживают повышенные концентрации редкоземельных и радиоактивных элементов (особенно костяные брекчии;

табл. 40), весьма разнообразны по внешнему виду и текстурно структурным признакам. Среди них встречаются породы белого, серого, темно-серого, черного, зеленовато-серого цветов. Они мо­ гут напоминать конгломерат, песчаник, аргиллит и т. п. Чтобы не пропустить фосфориты, следует в поле проводить качествен­ ную реакцию на содержание в породе фосфора. Для этого поро­ шок породы смачивается молибденовокислым аммонием с крепкой азотной кислотой. Наличие фосфора определяется по появлению ярко-желтого осадка.

Текстуры и структуры фосфоритов: слоистые, конкреционные (и желваковые), оолитовые, псевдоолитовые, сферолитовые, ре­ ликтово-органогенные, органогенные, обломочные. Залегают они среди глауконитовых, обломочных и карбонатных пород. Иногда фосфатное вещество является цементом в обломочных и глауко­ нитовых породах.

Пластовые — геосинклинальные фосфориты залегают в виде пластов мощностью от нескольких сантиметров до 15—17 м, окрашены обычно в темные тона. Макроскопически похожи на песчаник, кремень, яшму. В шлифе видно, что они состоят из комочков почти изотропного фосфата, окруженного оболочкой из поляризующего свет фосфата. Эти комочки (псевдоолиты) сцементированы аморфным фосфатом.

Желваковые фосфориты распространены в платформенных отложениях. Их разделяют на кварцево-песчаные, кварцево-але вритовые и глауконито-песчаные. В шлифе видно, что образова­ лись они в результате местной цементации обломков и глаукони­ та фосфатным веществом. Последнее чаще всего представлено минералом курскитом или подолитом.

Происхождение и распространение фосфоритов. Б и о г е н н а я г и п о т е з а М е р р е я, К а й е, А р х а н г е л ь с к о г о. Согласно этой гипотезе образование фосфоритов происходит в морских во­ доемах в результате гибели и разложения организмов, освобож­ дения P Os, накопленного в телах организмов, и выпадения его в осадок в виде фосфатных минералов. Обилие фосфоритов наб­ людается в местах массовой гибели организмов — при встрече теплых и холодных течений и т. п.

Г и п о т е з а К а з а к о в а. Поверхностные воды морей и оке­ анов бедны P O (5—10 мг/м ). С глубиной содержание P Os 2 5 заметно повышается, достигая на глубине 500 м 300 мг/м. Од­ новременно падает температура воды, а давление увеличивается.

1( и ц а T абл Химический состав фосфоритов в % Окислы ^ +° С о о о о о о о о ы MnO о С OJ « OJ Породы с СЛ S B- B- СЛ В Фосфоритовая конкре­ ция. К е м б р и й П о д о ­ _ 0, 36,18 0, 49,79 0,35 6, 3,25 0,23 2,50 0, лии ( п о Б у ш и н с к о м у ) 0, Желваки кварцево­пес­ чанистого фосфори­.

— 1,07 1, 24,01 0,42 15,61 1,88 5, 0, 47,01 2, 0,11 0, та. С е н о м а п Б р я н с к а Желваки глауконито­ глинистого фосфори­ та. В а л а н ж и н р. Вят­ 1,36 9, 1,86 2, 37,17 0,80 23, 3,34 2, 12,46 0, 2, 0, (FeS ) Пластовый фосфорит, 3, 34,29 0,26 0,85 4, 48,75 2, 5 0, 3,80 0,61 0, 0, (FeS ) Все это приводит к возрастанию парциального давления C O - (на глубине 500 м оно равно 12,1 • Ю атм).

Высокое парциальное давление C O препятствует осаждению карбонатов и фосфатов. При подъеме вод на шельеф (глубина 50—250 м) парциальное давление углекислоты уменьшается и происходит осаждение сначала карбонатов, а затем и фосфатов.

Р2О Источником в морской воде является разложение планк­ тонных организмов.

В сущности обе гипотезы сходны — источником фосфора яв­ ляются организмы. Разложение организмов пополняет запас фосфора в морской воде, из которой фосфатные минералы осаж­ даются химическим путем (биохемогенные гипотезы).

Однако прямое осаждение фосфатных минералов из морской воды вряд ли возможно, так как концентрация P O в морской 2 воде далека от насыщения. Скорее всего осаждение фосфатных минералов происходит в осадке в раннем диагенезе из иловых растворов, где концентрации P O в 4—5 раз выше, чем в мор­ 2 ской воде (до 1000—1200 мг/м ).

Наиболее крупные месторождения пластовых фосфоритов из­ вестны в кембрии Каратау (Казахстан), в пермских отложениях Скалистых гор (США), в верхнем мелу и палеогене северной Африки.

Конкреционные фосфориты встречаются значительно чаще. В СССР месторождения их известны в силуре (первичные) и мелу (вторичные) Подолии, в меловых и палеогеновых отложениях Днепровско-Донецкой впадины и окраин Донбасса (Изюм и др.), в меловых и третичных отложениях Поволжья, Актюбшюкой об­ ласти и др.

Фосфориты используются как агрономическая руда.

К о с т я н ы е б р е к ч и и —породы желто-серого, желто-бу­ рого цвета, довольно пористые с сравнительно небольшим удель­ ным весом, состоят главным образом из позвонков рыб, реже других костей (черепа, челюсти и др.), сцементированных кар­ бонатным, песчано-глинистым или фосфатным цементом. Фосфа­ ты костей представляют собой гидроксил — апатит.

Костяные брекчии залегают обычно в виде сравнительно тон­ ких прослоек или линз среди терригенных и карбонатных пород.

Костяные брекчии в ископаемом состоянии встречаются до­ вольно редко и поэтому, как правило, не имеют практического значения.

Месторождения костяных брекчий известны в третичных от­ ложениях окрестностей Змиева Харьковской области (из костей рыб) и во многих пещерах (из костей млекопитающих).

Скопление костей позвоночных описаны в девонских отло­ жениях Подолии, в пермских осадках бассейна Северной Двины, в мезозойских отложениях Монголии и др.

Кремнистые породы — силициты Состав, структуры и классификация кремнистых пород. К кремнистым породам относятся различные осадочные образования целиком или частично сложенные кремнеземом хе могенного или хемобиогенного происхождения и скелетами крем левых организмов. Они залегают в виде пластов, прослоев, кон­ креций и конкреционных образований, иногда образуют натеки, корки и т. п.

Классификация кремнистых пород основана на генезисе и минеральном составе. По генезису выделяются чисто хемоген­ ные (гейзериты, кремневые конкреции), биогенные (диатомиты, радиоляриты) и хемобиогенные породы, образовавшиеся в ре­ зультате накопления скелетов организмов, которые при диаге­ незе и катагенезе существенно изменились — растворение и пере отложение кремнезема (в виде комочков опала), перекристалли­ зация с образованием халцедона и т. п. К хемобиогенным породам относятся трепела, опоки и некоторые яшмы. По мине­ ральному составу выделяются опаловые, опало-халцедоновые и халцедоно-кварцевые породы (табл. 41).

Таблица Классификация силицитов ~\Л1инеральный состаз Опало-халцедоновые Халцедоно-кварце­ Опаловые с примесью и халцедоновые вые и кварцевые кристобалита Генезис Днатомнты Биогенные Спонголиты Радиоляриты Радиоляриты Спонголиты Трепела Биохемогенные Яшмы Трепела Опоки Опоки Яшмы Яшмы Хемогенные Яшмы Грейзериты Кремниевые кон­ Кремневые кон­ Лидиты, фтаниты креции креции К о р к и, натеки Кремневые кон­ креции Наиболее детальную петрографическую классификацию си­ лицитов предложил Г. И. Теодорович (1958). Она основана на количественном соотношении скелетов и кремнезема неоргани­ ческого происхождения, типах органических остатков и удобна при изучении шлифов. Им выделяется 4 типа пород: 1 —состоя­ щие из скелетов кремнистых организмов, 2 — из кремнезема минерального генезиса и скелетов кремневых организмов, 3 — из кремнезема замещающего скелеты известковых организмов и 4 — смешанного состава.

Таблица Химический состав некоторых силицитов в % I о о о о sS о о о Породы о с 9 С с ы Ol и еС H с •s.

IL СЛ Диатомит. Pg, Ульяновс­ кая обл. (по Б у ш и н с к о м у ) 85,26 4,40 2,03 1,40 0, 0,22 0,50 0,21 5, Радиолярит. Калимантан — ( Ш в е ц о в, 1958) 94,90 0,10 2,31 1,19 0,30 0,50 1, сл.

0, Спонголит, олигоцен, Гру­ — — — — 2, з и я ( Ш в е ц о в, 1958).. 88,02 3,72 1,53 3, 0, Трепел. Мел, Донбасс, — — — — 82,72 7,40 2,70 0,90 6, 0, Опока. Турон, Калужской 4, о б л. ( Ш в е ц о в, 1958).. 88,92 0,16 2,03 0,50 0,41 0,44 0,34 0, 0,05 3, Яшма ленточная. Д е в о н, — — — 63, Ю ж н ы й урал, Орск.. 7,40 11,45 7,73 8,38 0,28 0, Кремень черный. Турон, — — — — 96,88 0,44 1,00 0,36 0,20 0,03 1, Гейзерит. Камчатка (Ус — — — 1,34 0, 91,63 1, 0,02 0, 0,03 10, Опоковидная глина, — — 9, 75, P g, Х а р ь к о в с к а я обл.. 5, 0,50 1,50 2, 0,47 3, cn а (?) Кремнистый мергель, Доп 3,60 27, 42,32 2,68 0,58 1,60 22, Главные породообразующие минералы силицитов— различ­ ные окислы и гидроокислы кремния — опал аморфный, содержа­ щий до 30% воды, и различные кристаллические минералы:

халцедон, кварцин, кварц, кристобалит и др. Второстепенные — карбонаты, окислы и гидроокислы железа, глауконит, хлориты, сульфиды железа и терригенные примеси. Силициты обычно со­ держат органическое вещество: углистое и битуминозное.

Породообразующие организмы кремнистых пород представ­ лены остатками диатомовых водорослей, радиолярий и губок.

Некоторые сведения о химическом и минеральном составе сили­ цитов приведены в табл. 42 и 43.

Таблица Минеральный состав некоторых силицитов в % ные мине­ Карбонаты Глинистые минералы минералы Халцедон Слюды и Фосфат­ Полевые Глауко­ Прочие хлорнт шпаты Кварц ралы Опал нит Породы^ч Трепел.

Cr, Дон­ басс, Амвроси 0, — 0, 6,0 0,05 2,50 0, евка.. 91, Кремнис­ т ы й мер­ гель. Cr, Донбасс, Амвроси — — — 65, евка.. 2,0 0,5 1,0 31,0 0, Опоковид ная глина, Pgch Х а р ь ­ ковская следы 0, 4 1, 7 5 14,08 29, •обл. 1, Кремнистые породы химического происхож­ д е н и я — гейзериты и кремнистые туфы, кремневые конкреции, значительная часть яшм, фтаниты и лидиты.

Гейзериты и кремнистые туфы — светлые пористые породы, •состоящие из опала, залегают в виде тел неправильной формы, натеков, корочек и т. п., образуются из вод горячих источников и гейзеров. Первые обычно называются кремнистыми туфами, вторые — гейзеритами.

Горячие источники и гейзеры приурочены к вулканическим областям. Классическим примером таких областей является Кам­ чатка и Исландия. Воды горячих источников и гейзеров часто насыщены и перенасыщены кремнеземом. На большой глубине в условиях высокой температуры и повышенного давления крем незем находится в растворе, а когда вода выбрасывается на поверхность земли, в результате изменения давления и темпера­ туры, кремнезем выпадает в осадок. Таким путем образуются кремнистые туфы и гейзериты.

Кремнистые туфы часто встречаются на Кавказе и в З а к а в ­ казье, в районах развития горячих минеральных вод.

Кремневые конкреции или кремни — плотные и твердые по­ роды с раковистым изломом. Окрашены в различные тона, чаще всего в серые, темно-серые и черные. Кремни в мелу и известня­ ках с поверхности обычно белые, благодаря присыпке вмещаю­ щей породы и процессам выветривания. Кремневые конкреции широко распространены в осадочных породах, главным образом в карбонатных — известняках, мелу, в мергелях, реже — в обло­ мочных.

По составу выделяют опаловые, опало-халцедоновые, халце дояо-кварцевые и кварцевые кремневые конкреции. Конкреции в молодых отложениях имеют опаловый или опало-халцедоновый составив древних — халцедоно-кварцевый и кварцевый.

Кроме минералов кремнезема, в составе конкреции имеется органическое вещество, придающее кремням черный цвет, встре­ чаются сульфиды железа, некоторые глинистые минералы и тер ригенные примеси.

Кремневые конкреции весьма различны по форме и по раз­ мерам. В меловых отложениях Днепровско-Донецкой впадины, на окраинах Донбасса, очень часто встречаются кремневые кон­ креции (до 0,5 м в диаметре и больше).

В расположении кремневых конкреций в породе часто наблю­ дается определенная закономерность. Так, например, в каменно­ угольных известняках Подмосковья, Донбасса они располага­ ются по напластованию цепочками, иногда сливаются друг с дру­ гом, образуя прослои, пропластки и даже пласты кремнистых пород. Число горизонтов кремневых конкреций постепенно уве­ личивается по мере приближения к пластам кремнистых пород.

:

В кремневых конкрециях очень редко встречается фауна ( ч а ще остатки организмов с известковым цементом, реже с крем­ невым). Отсутствие фауны, лелигоморфная структура и состав дают основание считать, что они образовались хемогенным пу­ тем.

Обычно кремневые конкреции являются продуктом раннего диагенеза, но возникают и в поздний этап, а иногда бывают эпи­ генетическими. Об этом свидетельствуют минеральный состав, взаимоотношения со слоистостью (слои обтекают конкреции) и сохранность раковин в конкрециях, в то время как в самой по­ роде они деформированы. Примером эпигенетических кремней являются плитообразные тела по трещинам отдельностей пород.

Яшмы — это халцедоновые и кварцево-халцедоновые породы, довольно сильно измененные.

Олал встречается в яшме весьма редко. Кроме основных по­ родообразующих минералов в яшме встречается ряд примесей:

окислы и,гидроокислы железа (яшмы бурого цвета, коричневого, красного цвета), глинистые минералы и хлориты (яшмы серого и зеленого цвета), органическое вещество (яшмы темно-серого и черного цвета).

Яшмы разнообразны по своим текстурным особенностям и по цвету: полосчатые, пятнистые, узорчатые, бурого, красного, Зеленого, серого, черного, малинового цветов. Широко распро­ странены зеленоватые яшмы (от светло-зеленых до темно-зеле­ ных). Есть яшмы серые до черных тонов, пестрые, когда не­ сколько окрасок совмещаются в одном образце. В некоторых Яшмах обнаружены остатки кремневых организмов (радиолярии, спикули губок).,Возможно, что яшмы, содержащие органические остатки, образовались хемобиогенным путем. Яшмы, лишенные органических остатков, возникли благодаря хемогенной садке Кремнезема из морских вод. Повышенные концентрации SiCb (вплоть до насыщения и пересыщения раствора SiCb) могут воз­ никать в местах подводной вулканической деятельности.

Лучшие месторождения яшм известны на Южном Урале.

Фтаниты (синоним лидит и пробирный камень) — породы черного «ли темно-серого цвета, полосчатые или однородные, часто сланцеватые (из-за чего их называют также кремнистыми сланцами) состоят из кварца с примесью колчедана и углистых частиц (реже графита). Встречаются в протерозойских и палео­ зойских (каменноугольных) отложениях.

Кремнистые породы органогенного проис­ хождения. К кремнистым породам биогенного и хемобио генного происхождения относятся диатомиты, радиоляриты, спон­ голиты, трепелы и опоки. Все они широко распространены в ме­ зозойских и кайнозойских отложениях.

Диатомиты — легкие, светлые, тонкопористые и мягкие поро­ д ы (объемный вес 0,4—0,8). Состоят из скорлупок диатомовых водорослей, сцементированных опалом. Как и большинство опа­ ловых пород, прилипают к языку (благодаря высокой пористо­ сти и большой удельной поверхности). Часто слоистые и микро слоистые. В виде примесей содержат глинистые частицы, зерна глауконита, спикули губок и т. д. В отложениях четвертично- ' to периода широко распространен глубоководный диатомо­ вый ил. Реже встречаются диатомовые озерные осадки (Се­ ван и др.).

:

Радиоляриты — породы слоистой текстуры (часто микрослои •стые) от серого до темно-серого цвета. Состоят из опала, в,котором рассеяны многочисленные скелетные остатки радиоля « рий, содержат примесь глинистых частиц и органического веще­ ства, сульфидов железа. В четвертичных отложениях встречается глубоководный радиоляриевый ил.

Ископаемые радиоляриты связаны постепенными переходами с яшмами, содержащими остатки радиолярий.

Спонголиты — белые, серовато-белые, зеленовато-серые до темно-серых, пористые и плотные (древние) породы, состоящие из спикул кремневых губок, сцементированных опалом. Часто содержат алевритовые и песчаные примеси и глауконит. Связа­ ны постепенными переходами с обломочными и глауконитовыми породами, с кремнистым цементом. В современных морских от­ ложениях образуются на глубинах 250—500 м. Микропористые опаловые и опало-халцедоновые породы с содержанием спикул губок 10—50% называют гезами.

Трепелы, и опоки — в куске серые, беловато-серые, иногда почти белые породы, очень легкие, напоминают каолин и мел (объемный вес трепела 0,7—1,4, опок— 1,1—1,8).

Главный минерал в трепелах и опоках — опал. Он встречает­ ся в виде мельчайших шариков микроскопических размеров и в виде цемента, связывающего эти шарики и другие компоненты породы. В небольших количествах можно встретить остатки кремневых организмов, в основном диатомовых водорослей, ре­ же спикули кремневых губок. Вероятно, опоки и трепелы обра­ зуются из диатомитов и спонголитов, претерпевших изменения при диагенезе и особенно во время катагенеза (растворение, пе реотложение кремнезема и частичная раскристаллизация).

Кроме опала (частью халцедона) в составе опок и трепелов мы встречаем кальцит, глауконит и различные терригенные при­ меси. Если количество терригенных примесей велико ( 5 0 % ), принято говорить об опоковидных (трепеловидных) породах. По­ следние распространены гораздо шире самих опок и трепелов.

Среди них имеются опоковидные песчаники, алевролиты, аргил­ литы и глины.

Трепелы (и опоки) могут содержать в различном количестве примесь карбонатного материала. Существует постепенный пере-, ход между трепелом и опокой с одной стороны и мергелем и мелом с другой. Выделяются кремнистый, или трепеловидный, мел и мергель (до 50% SiO ) и карбонатные трепелы и опоки (до 50% C a C Q ).

Трепелы и опоки залегают в виде пластов различной мощно­ сти и линз среди карбонатных и обломочных пород. Наиболее часто они встречаются в меловых и третичных отложениях (в Днепровско-Донецкой впадине, на окраинах Донбасса, в П о ­ волжье и др.).

Кремнистые породы — ценное полезное ископаемое. Яшмы применяются как декоративный материал и для различных по­ делок, трепелы и опоки — для изготовления кремнистого цемента и в качестве гидравлических добавок к обычному типу цемента, как теплоизоляционный и звукоизоляционный материал.

Глава седьмая КАРБОНАТНЫЕ ПОРОДЫ И СОЛИ Карбонатные породы Состав, структуры и классификация карбонатных пород. К карбонатным.породам относятся различные известня­ ки, мел, известковые туфы, доломиты и,породы смешанного со­ става. Залегают они в виде пластов, иногда образуя толщи в сотни и тысячи метров, линз, конкреций, сложены, главным об­ разом, минералами группы кальцита или скелетами известковых организмов.

(Классификация карбонатных пород основана на генезисе и минеральном составе. По генезису выделяются обломочные, био­ генные и хемогенные 'породы, тго минеральному составу —• каль цитовые, доломитовые и смешанного состава. Основная масса некоторых карбонатных пород почти 'полностью перекристалли­ зована и установить условия их образования не представляется возможным (табл. 44).

Главные породообразующие минералы карбонатных пород — кальцит, доломит, редко арагонит, анкерит, железисто-магнези­ альные карбонаты. (В породах смешанного состава важными компонентами становятся ангидрит, гипс, опал, халцедон, кварц.

В некоторых карбонатных породах в заметных количествах при­ сутствует глауконит, органическое углистое и битуминозное ве­ щество, сульфиды железа и тяжелых металлов. Многие карбо­ натные породы обогащены различными терригенными примеся­ ми. Глинистые минералы представлены гидрослюдами и монтмориллонитом. Довольно часто отмечаются новообразова­ ния полевых шпатор. Среди акцессорных минералов следует упо­ мянуть специфические для карбонатных пород— барит, целестин, флюорит.

Важнейшими породообразующими организмами карбонатных пород являются простейшие (главным образом фораминиферы), мшанки, кораллы, криноидеи, брахиоподы, моллюски, остра коды и различные известковые водоросли. О химическом составе кар­ бонатных пород некоторое представление дает табл. 45.

Структуры карбонатных пород: обломочные, по размеру зе­ рен псефитовые ( 1 мм) и псаммитовые (1—0,05 мм), органо­ генные (цельнораковинные и детритовые), органогенно-обломоч ные, микрозернистые (0,05—0,005 мм), пелитоморфные (0,005 мм), кристаллически-зернистые с крупными зернами (обычно 0, 0 5 мм), оолитовые, псевдоолитовые, пизолитовые.

Текстуры карбонатных пород: слоистые (тонко- и толстосло Таблица Классификация карбонатных пород Состав Кальцитовые породы Породы смешанного состава Д о л о м и т о в ы е породы Генезис Доломитовые конгло­ Известняково - доломитовые, Известняковые конгломераты, Обломочные мераты, конгломера­ доломитово- известняковые конгломерато-брекчии, брекчии, то-брекчии, брекчии- конгломераты и брекчии «известняковые песчаники», «доломитовые песча­ алевролиты ники» алевролиты Известняки рифовые: коралловые Доломиты водоросле­ Известняковые доломиты, до­ Биогенные ломитовые и аикеритовые и мшанковые. Известняки раку вые, доломиты с ор­ известняки, водорослевые ганогенной н органо шечиики (целыюраковииные):

и с органогенной структу­ генно-обломочпой фораминпферовые, моллюсковые, рой;

углисто-карбонатные структурой к р и н о и д н ы е и др.

породы Известняки органоген по-детрито вые (крупно-,средне-,мелко-н тон козериистые): фораминпферовые моллюсковые, криноидные и др.

Известняки водорослевые. Мел И з в е с т н я к и м и к р о з е р н и с т ы е и пе Д о л о м и т ы м и к р о з е р н и ­ И з в е с т н я к о в ы е д о л о м и т ы, д о ­ Хемогепиые ломитовые и аикеритовые литоморфные, оолитовые, псевдо- стые, пелитоморфные известняки микрозернис­ олитовые, пнзолитовые, известко оолитовые, псевдо тые и пелитоморфные.

вые туфы и н а т е к и олптовые Сульфатно-карбонатные по­ роды: ангидрито-доломиты.

Кремнисто-карбонатные по­ роды: кремнистые извест­ няки и доломиты. Глини­ стые извесгняки--мергели кристалли­ Известняковые доломиты, до­ Известняки кристаллически-зер­ Доломиты Измененные — перек ломитовые известняки чески-зернистые и нистые и мраморизоваиные рпсталлпзоваиные кристаллически-зернистые мраморизоваиные и мраморизоваиные Таблица Химический состав карбонатных пород в % римый ос­ Нераство­ ^"^^Окислы таток Примечание Й о о о O E о о Породы CJ о Ы о С я, Io и С о S СЛ 11.

^Z Известняк обломочный.

M, Лисичанск, Дон 0, 43,01 0,88 0,26 0, 1, 53, Известняк форамнни ф е р о в ы й. M i, Б. K a — литва, Донбасс, C. 2, 39,83 2,51 4,30 0, 46,33 0,46 5, Известняк оолитовый.

D, Донбасс, C.. 0, 0,39 0,85 41, 52,25 3, 0, 7 Доломитовый извест­ няк, Марьевка, Дон­.

0, б а с с, С. 4,46 4, 3 8, 2 3 13,08 0, 27,58 15,02 7, Доломит водорослевый.

Пермь Бахмутской — Мп=0, котловины 30,64 0, 0,53 0,06 0,19 45, 1, 20, С1=0, (+0, FeO) Доломит оолитовый.

Пермь Бахмутской — — M n = 0, 0,47 сл. 0,13 42, котловины 28,00 7,16 1, 18, C l = 0, (+FeO 0,66) Белый п и ш у щ и й мел.

42, 0, Белгород, Cr.... 0,7 0, 55,5 0, Мергель, Новорос — — — — 0,75 32, 1, 21,32 4, 39,32 0, истые), пятнистые, комковатые, оолитовые, пизолитовые, конгло мератовидные, стилолитовые. В перекристаллизованных породах массивные.

Формы отдельностей плитчатые, параллелепипедные, осколь чатые и др.

Известковые (кальцитовые) породы. О б л о м о ч н ы е изве­ с т н я к и состоят из обломков карбонатных пород (известняков) и известняковых организмов. Обломки имеют разную форму и размеры и в большинстве случаев подверглись механической обработке, т. е. в той или иной мере окатаны. В зависимости от формы и размера обломков выделяются конгломератовидные и брекчиевидные известняки (размер обломков 1 мм) и «извест­ няковые песчаники» (1—0,05 мм).

Довольно часто в их составе преобладают обломки извест­ няков, реже — известняков и раковин или одних раковин. Пер­ вые являются обломочными, вторые — органогенно-обломочны ми. Последние могут состоять из обломков раковин одного ка­ кого-либо рода организмов, например фораминифер, криноидей, пелецитюд и т. п. В этом случае известняки называют форами ниферово-обломочными, криноидно-обломочными и т. д.

Обломочные известняки разнообразны по окраске и свойст­ вам. Среди них встречаются плотные и пористые, светлые и темные разности. Изучение в шлифах показывает, что в одних породах обломки преобладают над цементом, в других — цемен­ тирующая масса над обломками. Цементом служит пелитоморф ный или зернистый кальцит. Помимо известковых обломков обычно присутствуют терригенные примеси.

Б и о г е н н ы е и з в е с т н я к и составляют большую часть известных нам известняков, состоят из остатков организмов, представленных целыми раковинами или раковинным детритом, не несущим следов механической обработки. В зависимости от характера остатков и типов организмов различают ракушечники, (цельнораковинные)—фораминиферовые, лелециподовые, бра хиоподовые, криноидные и др. — и органогенно-детритовые (из раковинного детрита) — фораминиферовые, пелециподовые и т. п. Часто встречаются известняки смешанного состава, на­ пример фораминиферо-водорослевые, фораминиферо-водоросле во-криноидные и др.

Органические остатки скреплены кальцитовым цементом пелитоморфной или микрозернистой структуры. Количество раковин и цемента изменяется в широких пределах. Этому фак­ тору некоторые исследователи придают большое значение и ис­ пользуют как классификационный признак.

Рифовые и биогермные известняки характеризуются обилием прикрепленных организмов: кораллов, мшанок, водорослей и др., к которым присоединяются раковины других животных, целые •и переломанные, иногда они нацело сложены постройками ко раллов, мшанок. Размеры тел рифовых известняков бывают весьма значительны. Так, например, гора Ай-Петри в Крыму представляет собой рифовый массив (известняки юрского воз­ раста).

К этому же типу относятся строматолитовые известняки. Те­ ла строматолитов имеют уплощенную форму и меньшие разме­ ры, сложены они почти нацело водорослями.

К биогенным известнякам принадлежит белый пишущий мел — белая мягкая порода с высокой пористостью (до 5 0 % ), обладающая связностью (держится в куске), в сухом состоянии довольно прочная. Изучение ее в шлифах и при помощи элек­ тронного микроскопа показало, что она состоит из остатков из­ вестковых водорослей — кокколитофорид и их фрагментов (более 70—85%), мелких фораминифер, мельчайших неправильной фор­ мы зерен пелитоморфного кальцита и остатков крупных раковин иноцерамов, морских ежей, брахиопод, червей и др.

При пропитывании мела трансформаторным маслом или водой в нем выявляются скрытые текстуры: ихнитовые, обуслов­ ленные массовым развитием ходов илоедов, жилистые, брекчие видные и др.

Х е м о г е н н ы е и з в е с т н я к и представлены микрозерни стыми и пелитоморфными, оолитовыми и псевдоолитовыми раз­ ностями. Пелитоморфные известняки состоят из зерен кальцита диаметром 0,005 мм, форма зерен неправильная — лапчатая.

В шлифе нормальной толщины зерна обычно лежат в несколь­ ко слоев.

Макроскопически это плотные, афанитовые известняки с ра­ ковистым изломом и различной окраской — от светлой до темной.

Оолитовые и псевдоолитовые известняки состоят из зерен концентрического или радиально-лучистого строения или сфери­ ческих образований, лишенных таких структур (псевдоолиты).

Оолиты имеют размеры от долей миллиметра до нескольких миллиметров. Количество их в породах изменчиво: в одних оолиты преобладают над цементом, в других — наоборот.

Образование оолитовых известняков происходит в зоне ли­ торали в период седиментогенеза, в осадке в период диагенеза.

Центрами кристаллизации или обрастания являются обломки карбонатов (раковин) кварца, полевых шпатов и др.

К карбонатным породам химического происхождения при­ надлежат также известковые туфы, образующиеся на выходах минеральных источников. Это пористые образования натечного сложения с пелитоморфной или микрозернистой структурой.

Окрашены туфы обычно в желтовато-серые и буроватые тона, иногда светлые, почти белые.

И з м е н е н н ы е — п е р е к р и с т а л л и з о в а н н ы е — из­ в е с т н я к и могут возникать из известняков самого различного происхождения. Перекристаллизация известняков происходит при процессах катагенеза и метагенеза. В результате образуют­ ся кристаллически зернистые и мраморизованные известняки с зернами разного размера: микрозернистые (0,005—0,05 мм)т мелкозернистые (0,05—0,25 мм), среднезернистые (0,25—0,5 мм) г крупнозернистые (0,5—1 мм) и грубозернистые с размером зе­ рен более 1 мм. В мраморизованных известняках присутствуют кристаллы кальцита величиной до нескольких сантиметров.

Если перекристаллизация происходила под давлением стрес­ са, кристаллы кальцита обнаруживают следы деформаций (ме­ ханическое двойникование, изгиб и течение).

Кристаллически зернистые и мраморизованные известняки залегают среди сильно измененных осадочных пород (главным образом в геосинклиналях).

В карбонатных породах обычно присутствуют конкреции кремнезема, барита, пирита. Кремневые конкреции широко рас­ пространены в палеозойских известняках Русской платформы и Донбасса, в мелу, третичных известняках.

Доломитовые породы. Доломитом называют породу, состоя­ щую из минерала доломита ( 9 5 % ' ). Обычно она содержит при­ месь кальцита, реже пирита, халцедона, кварца, органического вещества. В некоторых доломитах встречаются вкрапления анги­ дрита, гипса и сульфидов свинца и цинка. В шлифах доломитов часто наблюдается значительное количество правильных ромбо­ эдрических кристаллов доломита (зернистые и микрозернистые доломиты).

По макроскопическому облику доломиты напоминают изве­ стняки. Отличие заключается в различной реакции с HCl. Изве­ стняки с холодной HCl бурно вскипают, доломиты нет. Если доломитовую породу истереть в тонкий порошок, последний бу­ дет вскипать с холодной НС], но слабее, чем известняк.

Обломочные доломиты. Среди обломочных доломитов разли­ чают конгломераты, брекчии, конгломерато-брекчии и породы с меньшим размером зерна, вплоть до песчаного (1—0,05 мм).

Состоят они из окатанных или угловатых обломков доломита, сцементированных доломитовым или кальцитовым цементом.

Содержат примесь терригенного материала.

Обломочные доломиты встречаются среди мощных доломи­ товых толщ в виде прослоев, линз, иногда пластов и представ­ ляют собой результат перемыва этих толщ в условиях пляже вого мелководья.

Брекчии иногда имеют химическое происхождение — брекчии выветривания на доломитовых породах (пермь Донбасса и др.).

Доломиты с органогенной структурой характеризуются нали­ чием более или менее различимых органических остатков. По­ следние сложены пелитоморфным доломитом и сцементированы пелитоморфным или зернистым доломитом. В цементе может присутствовать в небольших количествах кальцит. Доломиты этого типа образуются при доломитизации карбонатных осадков или эпигенетическом замещении известняков. Известны доломи­ ты с остатками кораллов, брахиопод, мшанок, пелеципод и т. д.

Водорослевые доломиты состоят из крупных караваеобраз ных тел — биогерм, мелких округлых — шарообразных тел, ко­ торые почти нацело сложены водорослями (синезелеными и зелеными, концентрирующими в своем теле карбонат магния).

Тела водорослей сложены пелитоморфным доломитом. Цемента мало, состоит он из доломита. Водорослевые (биогермные) до­ ломиты отличаются высокой пористостью и кавернозностью.

Известны также водорослевые доломиты с разорванными и переотложенными водорослями. Они отличаются тонкой горизон­ тальной и горизонтально-волнистой слоистостью и значительно большей плотностью.

Водорослевые доломиты широко развиты в пермских отло­ жениях (Донбасс, Приуралье, Северная Америка), в кембро силуре (Сибирская платформа) и др.

Хемогенные доломиты — это микрозернистые и пелитоморф­ ные, лишенные органических остатков, однородные доломито­ вые,породы, доломиты с ангидритом ;

и гипсом и оолитовые до­ ломиты.

Пелитоморфные доломиты — плотные, однородные породы с пелитоморфной структурой. Обычно они лишены терригенных примесей, реже содержат глинистые примеси или тонкие про­ слойки гидрослюднстых и монтмориллонитовых глин, не содер­ жат органических остатков.

Оолитовые доломиты состоят из концентрических и радиаль тю-лучистых оолитов, сцементированных пелитоморфным и зер­ нистым доломитом. Иногда содержат остатки морской фауны (криноиды, моллюски).

Карбонатные породы смешанного состава — доломитовые известняки (5—50% доломита), известковые доломиты (50— 95% доломита), анкеритизированные известняки (от нескольких до 30—50% анкерита), образуются путем доломитизации (ан керитизации) известкового ила, реже известняков. Иногда по­ роды подобного типа возникают путем раздоломичивания доло­ митов при процессах выветривания.

Макроскопически переходные породы трудно отличить от до­ ломитов и известняков. Д л я достоверного определения состава необходим химический анализ, изучение в шлифах и иммерсии с применением реакций окрашивания и термический анализ.

Встречаются они в толщах известняков и доломитов в виде пластообразных и неправильной формы тел небольшой мощ­ ности.

К карбонатным породам смешанного состава относятся так же углистые и кремнистые известняки и доломиты, а также гли­ нистые известняки — мергели.

Кремнистые известняки содержат до 50% кремнезема. Это породы высокой прочности, часто содержат макроскопически заметные выделения кремнезема (инкрустации в порах и кавер­ нах, конкреции). При -более высоком содержании кремнезема (от 50 до 95%) кремнистые известняки переходят в известковые силициты.

Углистые известняки содержат до 50% углистого материала и обычно встречаются в ассоциации с угольными пластами. Ок­ рашены они в черные тона с отпечатками растений и обуглен­ ными растительными остатками, чем отличаются от других кар­ бонатных пород. При содержании углистого материала от до 75% они называются известковыми углями. Встречаются в угленосных толщах, породы редкие и не имеют практического значения.

Мергели — тонкозернистые мягкие, реже твердые камневид ные породы, окрашенные в белые, желтовато-серые, зеленовато серые, редко темные тона. Сложены они пелитоморфным или микрозернистым кальцитом (редко доломитом) и тонким глини­ стым материалом. Распределение глинистой примеси равномер­ ное, редко она концентрируется в тонких прослоях. B некоторых мергелях обнаружено значительное количество кремнезема (в виде опала). Такие породы называют кремнистыми мергелями.

Глинистое вещество представлено главным образом монтморил­ лонитом и гидрослюдой. Иногда мергели содержат глауконит (глауконитовые мергели), цеолиты, барит, пирит. Многие слои мергелей содержат ходы илоедов и скелеты фораминифер, кокко литофорид и др.

Мергели употребляются для изготовления цемента. Особенно ценны так называемые цементные мергели, содержащие три чет­ верти карбоната кальция и одну четверть глинистых примесей., Происхождение и распространение карбонатных пород. И з в е с т н я к и о б л о м о ч н ы е образуются в результате разру­ шения и перемыва более древних известняков и механической обработки скелетов известковых организмов. Обломки пород и раковин подвергаются интенсивной механической обработке в полосе прибоя, в зоне волнения и приливно-отливных течений (литораль и сублитораль), в потоках и в той или иной степени окатаны. Раковины измельчаются также илоедами. Таким путем образуется большая часть мелководных карбонатных осадков со­ временных морей.

При захоронении обломков вблизи источников сноса без за­ метной механической обработки образуются брекчии.

Известняки, возникшие в результате механической обработки раковин, называются органогенно-обломочными.

И з в е с т н я к и б и о г е н н ы е представляют собой продук ты жизнедеятельности животных и растений. Среди них разли­ чают биогермы — прижизненные скопления прикрепленных ор­ ганизмов, находящихся в положении роста, и биоценозы — при­ жизненное скопление организмов, обитающих вместе на определенном участке дна бассейна.

К биогермам относятся рифовые известняки: коралловые, мшанковые, водорослевые, строматолитовые и др.

Биоценозы более разнообразны. К ним относятся устричные банки, неоднократно описанные в известняках, фораминиферо водорослевые, фораминиферо-водорослево-криноидные, форами ниферовые (из донных фораминифер) известняки и многие дру­ гие. Биоценозы обычно дают цельнораковинные известняки.

Еще чаще встречаются известняки, представляющие собой результат совместного захоронения умерших животных. Такие скопления получили название танато- и тафоценозов. В этом случае в известняке могут присутствовать остатки самых различ­ ных животных, например брахиопод, пелеципод, криноидей, фо­ раминифер и др.

Х е м о г е н н ы е и з в е с т н я к и возникают при седиментоге незе и раннем диагенезе. Непосредственная хемогенная садка C a C O происходит в современных морях и океанах, а также в водоемах суши с аридным климатом. Осаждение из иловых вод происходит в современных морских и озерных осадках (см. ч. I, гл. 1). Однако роль хемогенной садки СаСОз в геологическом прошлом была более значительной. В результате хемогенной садки образуются пелитоморфные, оолитовые известняки и мно­ гочисленные карбонатные конкреции в терригенных породах.

Процесс хемогенной садки СаСОз заключается в следующем.

В водах морей и океанов низких широт в мелководной области, а также в водоемах суши аридной зоны карбонат кальция содер­ жится в количестве, близком к насыщению, или даже насыщает воды. Монокарбонат — СаСОз является практически нераствори­ мым соединением (растворимость СаСОз 0,001 г на 100 г воды).

При избытке в воде CO он переходит в бикарбонат Ca ( H C O ) — соединение высокой растворимости. В природных 3 водах существует подвижное равновесие:

Ca (HCOg) ^ C a C O + C O + H O.

2 3 2 При выделении избытка C O в атмосферу равновесие сме­ щается в сторону образования нерастворимых в воде монокар бонатов.

Причиной уменьшения содержания C O может быть прогрева­ ние воды, деятельность организмов — водорослей, волнение, уда­ ляющее избыток C O и поставляющее затравку (мельчайшие кристаллики CaCO ) при взмучивании ила.

Карбонат кальция осаждается в виде мельчайших кристалли­ ков или в виде комков геля CaCO (P). Осаждение CaCO продолжается в период диагенеза в самом осадке из концентрированных растворов иловых вод. Состав вод и термодинамические условия заметно изменяются по сезонам года, вследствие чего наблюдается периодичность выделения C a C O (зональные кристаллы, концентры оолитов и т. п.).

П р о и с х о ж д е н и е д о л о м и т о в. Относительно проис­ хождения доломитов существуют самые различные точки зрения.

Одни исследователи утверждают, что доломиты образуются чисто хемогенным путем (непосредственно садка Ca, M g ( C 0 ) 3 из вод бассейна). Другие связывают их образование с концентра­ цией M g C O организмами (водоросли, криноидеи и др.). Третьи считают, что образование доломита происходит благодаря взаи­ модействию известкового осадка с солями морской воды (реак­ ция Гайдингера с MgSO,», реакция Мариньяка с MgCl, реакция Татарского с углекислым аммонием). И, наконец, ряд исследо­ вателей утверждает, что доломиты образуются путем метасома тического замещения части CaCO, M g C O в известняках.


3 В настоящее время может считаться доказанным существова­ ние трех генетических типов доломитов.

1. Доломиты первичные — седиментационные, образовавшие­ ся в результате непосредственной хемогенной садки из вод бас­ сейна.

2. Доломиты, образовавшиеся в период диагенеза при воз­ действии морских и иловых вод на известковые и известково доломитовые осадки.

3. Доломиты, возникшие путем метасоматоза во время ката­ генеза, метагенеза и гипергенеза (воздействие вод, обогащенных магнием, на известняковые породы — так называемые эпигене­ тические доломиты).

Первичные или седиментационные доломиты широко развиты в древних (протерозой, нижний палеозой) отложениях.

Несомненно, что каждая конкретная доломитовая порода об-, разовалась своим — особым способом. Например, доломиты среднего карбона Подмосковной котловины образовались хемо­ генным путем (седиментационные) в условиях открытого моря, что подтверждается наличием соответствующей фауны, доломи­ ты перми Донбасса в период раннего диагенеза в результате до­ ломитизации известково-доломитового ила в условиях мелковод­ ных морских лагун.

Карбонатные породы известны в отложениях от докембрия, где они представлены кристаллическими известняками и мрамо­ рами до четвертичных отложений, где распространены различ­ ные карбонатные осадки и илы. Наиболее крупные скопления карбонатных пород приурочены к таласо-кратическим периодам (эпохи трансгрессий). Это готландий, средний и верхний девон, нижний карбон, средняя и верхняя юра, верхний мел.

Крупные месторождения известняков и доломитов известны в Подмосковном бассейне, Донбассе, Крыму, Кавказе, На Урале, в Восточной Сибири, Средней Азии.

Известняки применяются в металлургии в качестве флюсово­ го материала, в сахарной промышленности (для очистки сиро­ пов), как стеновый материал и т. п. Доломиты применяются для изготовления огнеупоров, цемента и в качестве флюса в черной металлургии. Мел находит применение в строительном деле и для цемента. Мергели употребляют для изготовления цемента.

Известняки нижнего карбона Донбасса (Каракубские и Еле новские карьеры) обеспечивают флюсовым материалом всю юж­ ную металлургию нашей страны. Известняки Крыма и Подмос­ ковного бассейна используются в основном как строительный материал.

Никитовские и Еленовские месторождения доломитов перми и нижнего карбона Донбасса дают высококачественный доломит.

В бассейнах рек Донца и Дона известны многочисленные место­ рождения мела. Цементные мергели добываются в Амвросиев ске и Новороссийске (верхний мел).

Соляные породы, или соли Состав, структуры и классификация солей. К со­ ляным породам принадлежат различные осадочные образования, главным образом хемогенного происхождения, состоящие из ми­ нералов класса хлоридов, сульфатов и некоторых других. Они залегают в виде пластов, прослоев, линз различной мощности.

Иногда в результате тектонических движений соляные породы образуют купола, штоки и другие вторичные, постседиментаци онные формы залегания.

Классификация соляных пород основана на генетическом и минералогическом принципах. Выделяются хемогенные лагунные и озерные образования и континентальные — почвенные. Соля­ ные породы обломочного генезиса — очень редкое явление (гип­ совые пески некоторых пустынь, см. табл. 46).

Главные минералы соляных пород — ангидрит, гипс, галит, сильвин, карналлит, полигалит, кизерит, лангбейнит, мирабилит, глауберит, тенардит, бишофит, астраханит, эпсомит, каинит. Вто­ ростепенные^—чкарбонаты (сода, магнезит, доломит), минералы бора (углексит, иниоит и др.), окислы и гидроокислы железа, сульфиды железа и других металлов, органическое вещество.

Соляные породы обычно содержат в различном количестве терригенные примеси, которые представлены, главным образом, глинистыми, реже алевритовыми и песчаными частицами.

Среди обломочных минералов чаще всего встречается кварц, полевые шпаты, слюды. Глинистые минералы представлены гид­ рослюдами и гидрохлоритами.

Текстуры соляных пород массивные, слоистые (тонко и гру Таблица Классификация соляных пород \ Минеральный состав Сульфатные Хлоридные Смешанного состава Генезис 1. Х е м о г е н н ы е Галит с калий­ Галит с калийными со­ Ангидрит а) л а г у н н ы е Гипс ными солями лями (хлоридами б) о з е р н ы е и сульфатами) (хлоридами) Гипс Галит Тенардит, глауберит Гипсоносные породы с галитом и мираби­ литом Сода с галитом, мира­ билит и др.

Галит, мирабилит с м и ­ нералами бора Солончаки Гипсоносные в) к о н т и н е н ­ Солончаки (галит, глау­ тальные— (главный ми­ породы берит, гипс, сода, выпоты, выц­ (гажа) нерал галит) селитра) веты, почвы и т. п.

II. Обломочные:

— — Гипсовые а) к о н т и н е н ­ тальные—пу­ пески стынные бо), сетчатые, сферолитовые, сталактитовые, узловатые, пятни­ стые, брекчиевидные, капельные, плойчатые и др. Структуры — кристаллически зернистые (от криптокристаллических до грубо­ зернистых), волокнистые, спутанно-волокнистые, натечные, кри сталлобластические (гранобластовые, лепидобластовые, немато бластовые, порфиробластовые, пойкилобластовые и т. п.), мета соматические, катакластические (брекчиевидная, сланцеватая).

Номенклатура соляных «пород до настоящего времени не раз­ работана.

Предложение именовать породы по названию преобладающе­ го минерала, прибавляя окончание «ит», нельзя считать удач­ ным, поэтому чаще всего говорят о гипсе, ангидрите, галите и указывают с чем имеют дело — с породой или с минералом (раз­ личие главным образом количественное: отдельные кристаллы и агрегаты — минерал, значительные скопления — пласты или лин­ з ы — порода), или же добавляют слово порода, например кар наллитовая порода.

О составе соляных пород некоторое представление дают табл.

47, 48, 49.

Ниже приводится краткое описание наиболее распространен­ ных соляных пород.

Таблица Химический состав солей в % Окислы И \. элементы Нераствори­ Fe..0 HO SiO Na O KO MgO CO Cl CaO SO мый остаток и Al O 5 2 Породы Гипс. Бахмутская котло 19, 0, 0, 46, 0, 32, Доломито-гипсовая поро­ — да. Восточная Сибирь, 12, 5, 0, 28,94 15,63 0, 31,37 7, Ангпдрито-доломитовая порода. Восточная Си — 0, 0,44 2, 8, 47, 39,56 3, Ангидрит белый, Стебник.

— — 0, 4, 1,84 1, 2,68 0, 52, 36, Каинитовая порода. При­ 17, 14,40 12, 17, 29, 11, к а р п а т ь е, С т е б н и к, Tr 0, Глауберитовая порода.

— — — 0, 22, 53,47 1,29 2, 20, _ Tа бл ица е Минеральный состав солей В % Глауберит Пикроме Ангидрит Кальцит Полига X Карнал­ з:

Прочие Каинит ~^—^Минералы ю Галит Гипс Xl Породи ^— лит лит рит з:

U Гипс. Бахмутская котло — — — — — — 0, 1, 98,00 — А н г и д р и т белый, Стебпнк, — — — — — -- G. Сле­ 89, 3,57 1, ды К а м е н н а я соль р о з о в а я.

— — — — — — 1, 1, 96, Прикарпатье, Стебник. 1,4 — Сильвинитовая порода (голубая). Прикарпатье, — — — — — — — 0, 23,62 75,30 — Кианитовая порода, Стеб­ — — — — — 8, 6,02 62, 23,00 0, ник, Прикарпатье...

Глауберитовая порода.

— — — 0, 2,3S 88, 5, I Таблица Химический состав солей в % Нераство­ Соли остаток римый Породы HO NaCl KCl MgCl CaCl K SO MgSO CaSO 2 2 2 4 Каменная соль, Бахмутская — — 0, 97,81 0,11 12,0 0, — котловина, P 0, Каменная соль, Закавказье, На­ хичевань, М и ­ 6,34 15, оцен 70,04 следы 1,22 7, — — — Каменная соль, 5, — — Величка... 90,23 0,45 0,72 0, 0,61 1, Карналлитовая порода, Верхне­ камское место­ — 29,4 0, 8,7 27,6 32, — — рождение, P. 0, Силвинитовая порода, Соли­ — — 1, 54, камск, P •.. 40,52 0,23 0, С у л ь ф а т н ы е п о р о д ы. Ангидрит встречается в виде тон­ ких прослоев, пластов и линз значительной мощности. Чаще все­ го зернистый, тонкозернистый голубовато-серого, реже белого и красноватого цвета. Вблизи поверхности земли подвергается гид­ ратации и переходит в гипс с значительным увеличением объе­ ма и изменением текстуры и структуры. При этом в слоистых ан­ гидритах возникает'мелкая складчатость — плойчатость (плойча тые текстуры и гранобластовые и гетеробластовые структуры).

Ангидрит обычно переслаивается с гипсом, каменной солью и глиной, встречается он также в виде небольших пятен и включе­ ний в каменной соли.

Гипс наблюдается в тех же условиях, что и ангидрит, часто совместно с ангидритом. Это порода белого, серовато-белого цве­ та, кристаллически зернистая (тонко- мелко-, средне- и крупно­ зернистая), 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 (в глинах и др.). Описание морфологии этих кристаллов и агре­ гатов приводится в учебниках минералогии.

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

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

Хлоридные породы ( г а л о г е н ы ). Каменная соль сложена галитом, в виде примеси содержит небольшое количе­ ство других хлористых и сернокислых солей, ангидрита, окислов железа и терригенных частиц. Она бесцветна или окрашена в сероватые и беловато-серые и красные тона. Изредка встречает­ ся синяя соль. Серая окраска связана с примесью ангидрита и терригенных частиц, красная — гематита, синяя — с рассеянным в галите металлическим натрием. Кристаллы галита содержат включения жидкости и газов.


Обычно каменная соль имеет тонкую слоистость, представля­ ющую результат изменения условий осаждения (сезонные), кристаллически зернистую структуру, часто крупно- и грубозер­ нистую (см. кристаллы соли).

Вторичные образования галита в зоне выветривания и в шах­ тах так же, как и гипса, весьма многообразны.

Карналлитовая порода состоит на 50—80% из минерала кар­ наллита и 20—50% галита с небольшим количеством ангидрита, глинистых и других примесей. Окрашена в оранжево-красные и красные тона, окраска пятнистая. Благодаря высокой гигроско­ пичности карналлита поверхность породы влажная. При прове­ дении по поверхности породы стальной иглой слышно характер­ ное потрескивание.

В виде включений в карналлите встречаются газообразные углеводороды и остатки солеобразующей рапы.

Сильвиновая порода состоит из галита (25—60%) и сильви­ на (15—40%), содержит также небольшое количество ангидрита, глины и других примесей.

Сильвиновая порода обычно именуется сильвинитом, и это •название в противоположность другим (карналлитит, гипсит) получило широкое признание. Цвет ее белый, молочно-белый,,красно-бурый, красный. Молочно-белая окраска связана с мно­ гочисленными пузырьками газа и жидкости (так же, как в.молочно-замутненном гидротермальном кварце).

Сильвиновая порода имеет тонкую слоистость благодаря че­ редованию слоев сильвина, галита и глинистого ангидрита.

П о р о д ы с м е ш а н н о г о с о с т а в а. Каинитовая порода •состоит из каинита (40—70%), галита (30—60%) и других соля­ ных минералов, содержащихся в небольшом количестве (полн галит, кизерит, лангбейнит, карналлит).

Глауберитовая порода — желтовато-бурого и бурого цвета, реже серого, кристаллически зернистая (от тонко- до крупнозер­ нистой), состоит из глауберита (50—90%), галита (1—50%), карбонатов (3—12%), нерастворимого в HCl остатка (2—15%).

Иногда в парагенезисе с глауберитом и галитом встречается так­ же ангидрит. При выветривании на поверхности земли глаубе рит переходит в мирабилит и гипс.

Помимо мономинеральных или олигомиктовых соляных по­ род, состоящих почти нацело из одного (каменная соль) или двух минералов (сильвиновая, карналлитовая), встречаются по­ лиминеральные породы. Так, например, в Прикарпатских соля­ ных месторождениях третичного возраста описана так называе­ мая твердая соль, состоящая из сильвина, каинита, полигалита, кизерита, галита и некоторых других минералов (см. табл. 47, 48, 49).

П р о и с х о ж д е н и е и распространение соляных пород. Образо­ вание солей происходит в прибрежно-морских, лагунных услови­ ях и на суше в бессточных озерах. Для образования их необхо­ димы определенные предпосылки.

1. Аридный климат, где испарение в несколько раз превышает количество осадков.

2. Затрудненное сообщение лагуны или залива с морем, но вместе с тем и постоянный приток некоторого количества морской воды.

3. Непрерывное и более или менее равномерное погружение.'бассейна со скоростью, компенсируемой мощностью образовав­ шихся осадков.

Механизм образования соляных пород был восстановлен гео­ логами и физико-химиками на основании изучения соляных мес­ торождений и экспериментов по осаждению различных солей в лабораторных условиях.

Наблюдения в природе показывают, что соленосные залежи обычно подстилаются карбонатными породами. Сама залежь на­ чинается сульфатами, затем следуют каменная соль и калийные соли. Так, например, А. А. Иванов (1939) установил такое чере­ дование пород в разрезе крупнейшего в СССР Соликамского ме­ сторождения (снизу вверх).

1. Известково-глинистая толща артинского яруса.

2. Глинисто-ангидритовая толща мощностью 380 м.

3. Серая каменная соль с годовыми слоями 250—400 м.

4. Сильвинитовая толща, состоящая из чередующихся слоев сильвина и галита, — 12—56 м.

5. Толща карналлита с участками галита, вверху карналлит замещен сильвином 20—10 м.

6. Покровная каменная соль 1—70 м.

7. Переходная толща с чередованием глин, мергелей и камен­ ной соли 0—80 м.

Большинство месторождений соляных пород не имеет зале­ жей калийных солей. Вместе с тем встречаются залежи солей, в которых наряду с каменной и калийными солями присутствуют сульфаты калия и магния (Стассфуртское месторождение, При­ карпатское и др.). Залежи солей типа Стассфуртских образова­ лись из нормальной морской воды путем ее постепенного выпа­ ривания. Залежи типа Соликамской — из метаморфизованных растворов: нормальные морские воды были сильно разбавлены карбонатными водами суши, практически стали бессульфатными (ион SO3 " осажден в виде сульфата Ca). Месторождения, ли­ 2 шенные калийных солей, возникли в лагунах, постоянно сооб­ щавшихся с морем — стадия лагуны, полностью изолированной от моря, здесь отсутствовала.

Лабораторные опыты по выпариванию морской воды впервые провел итальянец Узилио. В результате этих опытов выяснилось, что при испарении морской воды вначале выпадают окислы же­ леза и карбонаты (когда объем воды уменьшился примерно на­ половину), затем выпадают сульфаты Ca;

NaCl и другие легко растворимые соли выпадают, когда объем раствора достигает 0, первоначального.

Исследования Вант-Гоффа и Курнакова показали, что зако­ номерность выпадения солей из растворов более сложная и опре­ деляется концентрацией раствора, составом солей и температу­ рой воды (давление остается постоянным — близким к атмос­ ферному).

Точные условия и последовательность выпадения солей из морской воды нормального состава при различных температурах были вычислены и изображены в виде диаграммы Вант-Гоффом.

Из диаграммы, вытекает, что первым выпадает гипс, затем ка­ менная соль с гипсом, ангидритом и полигалнтом. Далее следу­ ет осаждение кизерита, каменной соли, каинита, полигалита н ангидрита. Позже осаждается карналлит, кизерит, каменная соль, сопровождаемая ангидритом, и, наконец, хлористый маг­ ний, каменная соль, кизерит, карналлит, сопровождаемые анги­ дритом. Образование солей происходит также на суше, в озер­ ных 'бессточных впадинах в условиях аридного или семиаридного климата.

Источником соли являются вулканические экзголяции, выще­ лачивание пород и минералов в процессе выветривания на по­ верхности земли (иногда растворение древних залежей солей по­ верхностными водами).

Образовавшиеся в результате выветривания истинные раство­ ры переносятся поверхностными водами в бессточные впадины, где благодаря интенсивному испарению концентрация растворов повышается. Из концентрированных растворов происходит осаж­ дение солей согласно тем же правилам, о которых говорилось на предыдущих страницах.

Таким путем происходит осаждение галита, глауберовой со­ ли, соды, минералов бора и др.

Солончаки, выпоты и выцветы на поверхности горных пород образуются в результате подтягивания по капиллярам и испаре­ ния высокоминерализованных грунтовых вод. Состав солей в этом случае может быть различным. Преобладают хлориды, сульфаты, реже встречаются карбонаты и нитраты.

Образовавшийся осадок соляных минералов (самосадочная соль современных озер и лагун) при погружении бассейна пере­ крывается новыми порциями осадка, постепенно уходит из зоны осадкообразования в стратисферу и превращается в осадочную породу (диагенез). В толще осадочных пород в условиях повы­ шенных давления и температуры происходит перекристаллиза­ ция соленосных отложений и образование кристаллически зерни­ стой соли (катагенез). Под давлением вышележащих толщ соль приобретает пластичность и легко выжимается — перемещается в места с более низким давлением.

Изучение жидких включений в каменной соли показало, что процессы образования и перекристаллизации происходят при низких температурах от 40—50° до 120—150° С.

При выветривании на поверхности земли происходит, с одной стороны, растворение солей, с другой — образование многооб­ разных вторичных кристаллов и агрегатов;

при этом широко развиваются процессы гидратации.

Месторождения солей встречаются в отложениях почти всех систем, однако наиболее крупные скопления сосредоточены в от­ ложениях кембрия, девона, перми, юры и третичного периода.

Крупные месторождения гипса и ангидрита известны в кем­ брии восточной Сибири, Ирана и Пакистана, в девоне Украины и Белоруссии, в пермских отложениях Приуралья, Донбасса, США, в юре Средней Азии, Г Д Р и ФРГ, США, в третичных от­ ложениях Прикарпатья, Средней Азии, Ирана, Франции и др.

Месторождения каменной соли известны в кембрии Сибир, ской платформы, Индии, Пакистане, Иране, в девоне Украины и Белоруссии, Канады и США, в пермских отложениях Приуралья *-и Урало-Эмбинского бассейна, Донбасса и Днепровоко-Донец кой впадины и юго-западных штатах США, в меловых отложени­ ях Польши, в третичных отложениях Прикарпатья, Средней Азии, Ирака, Ирана, Пакистана и Северной Америки.

Значительно реже встречаются месторождения калийных со­ лей. В СССР залежи калийных солей известны в перми При­ уралья (Соликамск), в третичных отложениях Прикарпатья. За границей наиболее крупные месторождения расположены в ФРГ (Стассфуртское) и США (в основном пермского возраста).

Гипс (сырой — природный) находит себе применение в каче­ стве поделок, полуобожженный гипс применяется для получения отливок, слепков и моделей, в хирургии, в бумажном производ стве, строительный гипс употребляется как цемент для камен­ ной кладки.

В настоящее время широко применяется так называемый демпферный гипс — гипс, обработанный перегретым паром. И з него изготовляют различного рода строительные детали, отлича­ ющиеся очень высокой прочностью, — балки, панели стен и т. п.

Ангидрит применяется для изготовления цементов, каменная соль — в химической промышленности и металлургии, а также при приготовлении пищи. Калийные соли используются как аг­ рономические руды, карналлит является основной рудой на Mg.

Сульфат натрия широко применяется в стекольной, химической и других отраслях промышленности.

Глава восьмая КАУСТОБИОЛИТЫ К каустобиолитам относятся торф, сапропель, горючие сланцы, ископаемые угли, нефть, битумы и горючие газы.

По составу, свойствам и условиям образования они подразде­ ляются на две подгруппы: торфа, сапропеля и ископаемых углей и нефти, битумов и горючих газов.

Торф, сапропель и ископаемые угли. Торф представляет.. собой скопление растительных остатков разной степени разло ^женности и гелификации. Химическим анализом в торфе обна­ р у ж е н ы воски, смолы, жирные кислоты, углеводы, лигнин и !продукты его превращения — гуминовые кислоты, остатки нераз уложенных растений, содержащих лигнин и целлюлозу. Сложе Ьние его волокнистое, землистое, цвет бурый, обычно содержит [терригенные примеси и минеральные новообразования (сидерит, !•вивианит и д р. ). Содержание углерода в органической массе 1 (без воды и золы) около 55—60%.

I;

. Торф образуется в болотах и торфяниках. Растительность бо (мхи, травы, древесные формы), отмирая, падает на дно, где ВЛ'ОТ SIb условиях затрудненного доступа кислорода т р и участии бакге ррий разлагается (процесс оторфенения).

к Месторождения торфа многочисленны в странах с равнинным !!рельефом и умеренно-влажны.м и влажным тропическим клима ргом: северная лесная зона СССР, Полесье, Колхида, побережье •!Атлантического океана вблизи Флориды, Индонезия (некоторые !области) и др. Применяется к а к местный вид топлива.

Г С а п р о п е л ь — ил, содержащий большое количество орга­.

нического вещества (синоним гиттия). Основная масса его со tстоит из тонкого и грубого детрита водорослей, различных жи р о г н ы х (микроорганизмы, насекомые и др.) и растений. Всегда !содержит терригенные примеси и минеральные новообразования | ( д о 30—50%). В общем это темная, мягкая и жирная масса •однородного или микрослоистого строения, состоящая из раз­ л и ч н ы х органических кислот и содержащая углерода до 60— 70% (см. табл. 53).

1 !Сапропель образуется в болотах и озерах при захоронении \ на дне водорослей, животного планктона и других организмов j и разложения их без доступа воздуха (процесс гниения). Наблю ' Дается в большинстве болот совместно с торфом и во многих ^озерах северной лесной зоны СССР. Сапропель без примеси гу рминовых веществ (чистый) встречается сравнительно редко (опи­ сан в озере Балхаш — балхашит и в Южной Австралии). Приме­ няется как удобрение и в медицине (лечебные грязи).

Л о г в и и е н к о Н. В. Г о р ю ч и е с л а н ц ы — это глинистые или извеетковистые, часто тонкослоистые породы буровато-серого и зеленовато-серого цвета, содержащие органическое вещество от 20 до 60%.

Органическое вещество представляет собой остатки водорос­ лей и животного 'планктона, преобразованные процессами гние­ ния и последующими изменениями в сапропелитовую коллоидную массу. Таким образом, горючие сланцы, по существу, являются зольными сапропелитами. Они легко загораются от спички, горят коптящим пламенем и издают запах жженной резины. Органиче­ ское вещество из сланцев извлекается сухой перегонкой. В них содержится углерода 60—80%, водорода до 10% на органиче­ скую массу (без влаги и золы).

Наряду с вышеописанными !встречаются сланцы, пропитан­ ные нефтяными битумами (в нефтеносных областях). Битумы нефтяного ряда легко извлекаются из сланцев органическими растворителями. Сланцы такого рода не имеют практического значения.

Образование горючих сланцев происходит в пресноводных озерах, лагунах и морях. Месторождения их известны в По­ волжье, бассейне Печоры (верхнеюрские), в Прибалтике (палео­ зойские), Шотландии и др.

Горючие сланцы применяются как минеральное топливо.

Ископаемые у г л и. Классификация ископаемых углей основана на генезисе, составе и свойствах. П о генезису выде­ ляются угли, образовавшиеся из остатков древесной раститель­ ности — гумиты, или гумусовые угли, из спор, кутикулы, пробки, коры и других смолистых частей древесных растений — липто биолиты и угли из скоплений водорослей — сапропелита. Между основными типами углей существуют постепенные переходы (табл. 50).

Таблица Классификация ископаемых углей (по Жемчужникову) Примеры Группы Классы I. Гумолиты 1. Г у м и т ы Однородные Полосчатые 2. Л и п т о б и о л и т ы Споровые Кутикуловые Смоляные Коровые II. Сапропелиты 3. Г у м и т о - с а п р о п е л и т ы Кемнель ( с п о р о в ы е ) Кеипель-богхед 4. С а п р о п е л и т ы Богхед С а п р о к о л л и т (без ф о р м е н н ы х элементов) Гумусовые угли. Среди ископаемых углей наибольшим распро­ странением пользуются гумусовые. Они бывают бурого, темно серого или черного цвета, матовые и блестящие с различной интенсивностью блеска, удельный вес изменяется от 1,1 до 1,7, твердость 1—3 по шкале Маоса. В составе гумусовых углей раз­ личают несколько ингредиентов.

1. Фюзен — матовый волокнистый ингредиент с шелковистым блеском, хрупкий и мягкий (пачкает пальцы), имеет клеточное строение. Если стенки клеток набухшие и отверстия малы или их нет совсем, говорят о «силенофюзене, ксиловитренофюзене и витренофюзене.

2. Витрен — блестящий со стеклянным блеском и раковистым изломом, твердый и хрупкий ингредиент, состоящий из бесструк­ турного или со следами клеточной структуры телефицированного вещества.

3. Кларен — блестящий ингредиент, состоящий из гелефици рованной массы с небольшим количеством включений форменных элементов: спор, кутикулы, смоляных телец, различно изменен­ ных остатков растительных тканей и т. п.

4. Дюрен — матовый, плотный, в отличие о т к л а р е н а и витре на всегда вязкий ингредиент сероватого цвета, состоит из основ­ ной массы и форменных элементов. Основная маоса может быть фюзенизированной и гелефицированной. Количество последней всегда небольшое. В зависимости от характера преобладающих микрокомпонентов выделяют споровый, кутикуловый и другие дюрены.

В настоящее время различают также переходные ингредиен­ ты между клареном и дюреном: дюрено-кларены и кларено-дю рены.

Большинство гумусовых углей состоит в основном из кларена, дюрена и переходных ингредиентов. Витрен и фюзен обычно при­ сутствуют в незначительном количестве.

Благодаря чередованию различных 'ингредиентов угли имеют полосчатое сложение, реже встречаются однородные угли, со­ стоящие из одного ингредиента.

Главная примесь в углях — обломочный песчано-глинистый материал, содержание которого изменяется от нескольких про­ центов до 50%, затем следуют сульфиды железа, карбонаты же­ леза и ряд других минералов (до 35 названий). В золе углей иногда накапливаются редкие элементы: ванадий, германий, уран, торий и др.

По степени метаморфизации растительного вещества и про­ дуктов его разложения выделяются бурые, каменные угли и антрациты.

Бурые угли бывают бурого, коричневого до черного цвета, матовые или слабо блестящие. Содержание углерода 60—75% на органическую массу. Они содержат гуминовые вещества, лег 7* ко извлекаемые едкой щелочью или другими реактивами. Среди бурых углей следует упомянуть особые разновидности: лигнит н землистый уголь.

Лигнит — это уголь с древесным строением, представляет со­ бой целые стволы и обломки стволов хвойных растений (твер­ дый, вязкий).

Землистый бурый уголь имеет землистое сложение и состоит из аттритового вещества и бесструктурной массы. Под аттритом подразумевается тонкая смесь мелко раздробленных гелефици рованных и фюзенизированных и других микрокомпонентов.

Каменные угли — темно-серого до черного цвета в различной степени блестящи, реже матовые и не содержат гуминовых ве­ ществ, извлекаемых едкой щелочью. Содержание углерода от 75 до 92% на органическую массу. Каменные угли классифици­ руются по выходу летучих веществ, содержанию углерода, спе каемости и другим показателям (табл. 51).

Антрациты — наиболее высокометаморфизованные угли, име­ ют темно-серую окраску, сильный металлический блеск. Близкие по составу петрографические ингредиенты в антрацитах просмат­ риваются с трудом. Содержание углерода в антрацитах 91—97% на органическую массу.

Угли залегают в виде пластов различной мощности (обычно небольшой 1—3 м, редко 10—15 м), линз, последние достигают большой мощности (100 м и более). Пласты угля могут иметь простое и сложное строение (проклинены прослоями породы).

Породы почвы и кровли угольного пласта представлены гли­ нами, аргиллитами, глинистыми сланцами, реже песчано-глини стыми и песчаными породами и известняками. Глинистые породы часто имеют каолинитовый состав.

О качестве углей можно судить по техническому анализу, ког­ да определяется содержание золы, влаги, летучих веществ, кокса и серы, и по элементарному анализу, когда определяется содер­ жание главных химических элементов угля (табл. 52).

Липтобиолиты сложены стойкими компонентами древесной растительности, пропитанными воскоподобными или смолистыми веществами. Они состоят в основном из оболочек спор, кутикулы, пробковой ткани и смоляных телец — продуктов жизнедеятельно­ сти растений. Липтобиолиты обычно залегают в виде прослоек, линз и гнезд среди гумусовых углей, редко образуют целые пла­ сты;

они окрашены в буроватые и коричневатые тона, вязкие и массивные. Среди них различают споровые, кутикуловые, коро вые (лопиниты) и угли, состоящие из смоляных телец (рабдопис ситы, пиропйсситы). Липтобиолиты отличаются от гумусовых уг­ лей высоким выходом летучих (до 70—90%) и повышенным со­ держанием водорода.



Pages:     | 1 |   ...   | 3 | 4 || 6 | 7 |   ...   | 11 |
 





 
© 2013 www.libed.ru - «Бесплатная библиотека научно-практических конференций»

Материалы этого сайта размещены для ознакомления, все права принадлежат их авторам.
Если Вы не согласны с тем, что Ваш материал размещён на этом сайте, пожалуйста, напишите нам, мы в течении 1-2 рабочих дней удалим его.