Литология. Книга 2 - Фролов В.Т.

Глава 7. Карбонатные породы, или карбонатолиты

7.5.5. Манганолиты
7.6. Геология карбонатолитов

7.7.3. Условия образования карбонатных пород

7.8. Теоретическое и практическое значение карбонатолитов

8.1. Определение, классификация, номенклатура

8.2. Методы изучения
8.3. Минеральный состав

8.5.3. Фторидолиты, или флюорититы
8.5.4. Растворимые карбонатолиты

8.5.5. Нитратолиты
8.5.6. Боратолиты, или боратовые породы
8.6. Геология эвапоритов

8.8. Теоретическое и практическое значение эвапоритов

9.2.3. Иммерсионный метод
9.2.4. Химический анализ

9.8. Теоретическое и практическое значение фосфоритов

Глава 10. Аллиты, ферритолиты, манганолиты

10.4.3. Манганолиты, или марганцевые породы

$10.5. Геология \$

11.2.7. Происхождение углей и горючих сланцев

11.2.8. Теоретическое и практическое значение углей

11.3. Жидкие и газовые горючие ископаемые

11.3.10. Теоретическое и практическое значение нафтидов

Глава 12. Глинистые породы, или пелитолиты

12.2.2. Классификация по степени литифицированности
12.2.3. Структурные классификации глин

12.3.2. Метод капли
12.3.3. Метод окрашивания органическими красителями

12.3.4. Изучение в шлифах под микроскопом

12.3.5. Иммерсионный метод
12.3.6. Гранулометрический анализ

12.3.11. Электронография
12.4. Минеральный и химический состав

12.5.2. Полимиктовые и мезомиктовые глины
12.6. Геология глинистых пород

12.7.4. Стадиальные изменения и глинообразование

12.8. Теоретическое и практическое значение глинистых пород

Глава 13. Обломочные породы, или кластолиты

13.3.5. Гравитационная и магнитная сепарация песков

13.4. Минеральогический и химический состав

13.5.3. Среднеобломочные, или песчаные, породы

13.7.2. Способы мобилизации и накопления

13.7.3. Условия и обстановки мобилизации и накопления обломочных пород

13.8. Теоретическое и практическое значение кластолитов

$10.5. Геология \$

Author: Фролов В.Т.

Tags: осадочные породы геологические науки география геология почвоведение литология

ISBN: 5-211-02383-8

Year: 1993

Similar

Методика изучения пород нефтегазоносных комплексов (детальное макроскопическое описание керна скважин)

Древние климаты Евразии. Часть 3. Вторая половина Палеозоя

Геологическая карта СССР масштаб 1:200000

Общий курс петрографии

Text

.-г 1 e-copy fey АР?
B.T. ФРОЛОВ
литология
2
В. Т. ФРОЛОВ
литология
КНИГА 2
ИЗДАТЕЛЬСТВО
МОСКОВСКОГО УНИВЕРСИТЕТА
1993
ББК 26.3
Ф 91
УДК 552.5
Рецензенты:
доктор геолого-минералогических наук О. В. Япаскурт;
доктор географических наук Ф. А. Щербаков
Печатается по постановлению
Редакционно-издательского совета
Московского университета
Фролов В. Т.
Ф 91 Литология. Кн. 2: Учеб, пособие.—М.: Изд-во МГУ,
1993. —432 с.: ил.
ISBN 5—211—02383—8 (кн. 2)
ISBN 5—211—02029—4
В учебном пособии (кн. 1—1992 г.) описаны осадочные породы по
группам: карбонатные породы, соляные породы, фосфориты, аллиты,
ферритолиты, манганолиты, каустобиолиты, глинистые и обломочные
породы. Рассматриваются методы их изучения, структуры и текстуры,
петро- и литотипы, геология, генезис, их теоретическое и практическое
значение.
Для студентов геологических специальностей вузов, геологов и
географов, практиков и научных работников.
1804020300(4309000000)—021
077(02)—93
34—93
ББК 26.3
ISBN 5—211—02383—8 (кн. 2)
ISBN 5—211—02029—4
© Издательство Московского
университета, 1993
Глава 7
КАРБОНАТНЫЕ ПОРОДЫ, ИЛИ
КАРБОНАТОЛИТЫ
7.1. ОПРЕДЕЛЕНИЕ, КЛАССИФИКАЦИЯ,
НОМЕНКЛАТУРА
Карбонатными породами, или карбонатолитами, называют
осадочные образования, более чем наполовину состоящие из
карбонатных минералов — кальцита, арагонита, доломита, си-
дерита, магнезита, анкерита и др. Некоторые карбонатные
породы традиционно относят к другим группам пород: родохро-
зитолиты — к марганцевым рудам, или манганолитам, сода
(натриевый карбонат) — к солям, или эвапоритам.
По распространенности в стратисфере карбонатолиты зани-
мают второе место и составляют около 20% осадочной оболоч-
ки Земли, уступая лишь глинам. Они слагают рифовые, мелко-
водно-шельфовые и планктоногенно-океанические формации,
встречаются в составе других осадочных и вулканогенно-оса-
дочных формаций как в виде пластов и линз, так и в виде
обломков — олистолитов нередко гигантского (в сотни метров)
размера. Из-за исключительно важного теоретического и практи-
ческого значения карбонатолиты стали изучаться более 250 лет
назад.
Цвет карбонатных пород чаще всего белый и светло-серый.
Железосодержащие карбонатолиты вблизи поверхности вывет-
ривания розовые или красные, а манганолиты — розовые и
черные. Темно-серый цвет многих карбонатных пород обуслов-
лен органическим веществом, обычно являющимся спутником
глинистой примеси. Следует фиксировать цвет свежей породы и
цвет ее корки выветривания. У безжелезистых или маложеле-
зистых карбонатолитов, даже у весьма темных и черных, она
белесая (они отбеливаются), у железистых — красная, у мар-
ганцовистых — черная.
По внешнему виду карбонатолиты варьируют от землистых,
т. е. пелитоморфных (визуально незернистых) — 70 рыхлых, то
фарфоровидных, до зернистых разной крупности и характера:
кристаллических, песчаниковых, гравийных, брекчиевых и дру-
гих обломочных и разнообразных биоморфных — раковинных,
з
биогермных, биокластовых и др. Следовательно, обломочные
породы карбонатного состава являются карбонатными поро-
дами.
Основной классификацией карбонатолитов (Вишняков, 1957;
Дмитриева и др., 1969; Теодорович, 1958; и др.) является ми-
нералогическая. Все карбонатные породы расчленяются на:
1) известняки, сложенные кальцитом или арагонитом; 2) доло-
миты, или доломитолиты, сложенные минералом того же назва-
ния — доломитом; 3) сидериты, или сидеритолиты, состоящие
из минерала сидерита; 4) магнезиты, или магнезитолиты, — из
магнезита и некоторые другие более редкие породы, например:
5) анкериты, или анкеритолиты, состоящие из анкерита; 6) ро-
дохрозитолиты, состоящие из родохрозита (если рассматривать
их в составе карбонатных пород).
Минералогические петротипы карбонатных пород далее под-
разделяются уже по структуре. Структурная классификация
(Бушинский, 1947, 1954; Дмитриева и др., 1969; Уилсон, 1980;
Folk, 1959; Dunham, 1962; и др.) предусматривает выделение
почти всех структурных типов, которые свойственны осадочным
породам, что говорит и о структурном разнообразии карбона-
толитов, особенно известняков, и о их полигенетичности.
Известняки визуально подразделяются на пелитоморфные,
т. е. визуально незернистые, и зернистые (см. структурную
классификацию известняков). Пелитоморфные известняки под
микроскопом делятся на биоморфные, сфероагрегатные, обло-
мочные и кристаллобластовые, а по размеру — на микрозер-
нистые (0,05—0,0001 мм) и коллоидально-зернистые (мельче
0,0001 мм). Биоморфные представлены микрофораминифе-
ровыми (глобигериновыми и др.), водорослевыми сферовыми
(кальцисферовыми) и нанопланктонными, в основном кокколи-
товыми (писчий мел), известняками. И те и другие бывают
цельнораковинными или цельноскелетными и детритовыми, или
биокластовыми. Обломочные микрозернистые известняки
слагаются тончайшим шламом — продуктом перетирания (и
поедания — крабами и другими беспозвоночными) в волнопри-
бойной зоне известняков и биопостроек рифов. В последнем
случае известняки формально должны относиться к биоморф-
ным, а именно к биокластовым. Но мелкий размер большей
частью не позволяет определить характер обломков, что и за-
ставляет относить их к просто обломочным микрозернистым.
У коллоидально-зернистых известняков зерна не различаются
даже при самых сильных увеличениях. В целом визуально не-
зернистые известняки все чаще называют микритовыми. Не-
редко их до сих пор считают хемогенными, т. е. образовавши-
мися при хемогенной садке кристаллитов коллоидальной раз-
мерности из пересыщенных растворов, что чаще всего является
ошибкой. Из микросфероагрегатных известняков обычны сфе-
ролитовые и комковатые. Часто встречаются микрокристалло-
бластовые известняки.
4
Структурная классификация известняков
А. Пелитоморфные (визуально незернистые).
I. Биоморфные:
а. Цельноскелетные.
1. Микрораковинные: 1) фораминиферовые (глобиге-
риновые и др.), 2) остракодовые, 3) птероподовые, 4) сферовые-
(сферово-водорослевые) и др.), 5) микротрохилисковые и др.
2. Нераковинные (каркасные водорослевые и др.).
б. Микробиодетритовые.
1. Монодетритовые: 1) кокколитовые, 2) коралловые,.
3) водорослевые и др.
2. Полидетритовые.
в. Микрокопролитовые.
II. Микросфероагрегатные:
1) микрооолитовые, 2) микросферолитовые, 3) микро-
комковатые и др.
III. Микрообломочные (алевритовые и др.).
IV. Микрокристаллобластовые (измененные — перекристал-
лизованные) .
Б. Зернистые (визуально).
I. Биоморфные:
а. Цельноскелетные.
1. Цельнораковинные:
а) крупнораковинные: 1) пелециподовые, 2) гастро-
подовые, 3) цефалоподовые, 4) брахиоподовые;
б) мелкораковинные: 1) нуммулитовые, 2) фузули-
новые, 3) остракодовые, 4) трохилисковые, 5) гастроподовые,
6) пелециподовые, 7) птероподовые и др.
2. Биогермные (каркасные):
а) фитоморфные — водорослевые: 1) цианоалгифи-
товые (из сине-зеленых водорослей): 1а — строматолитовые,
16 — онколитовые и другие биосфероагрегатные (боболитовые,
катаграфиевые и т. д.); 2) багряноводорослевые (из красных
или багряных водорослей): 2а — литотамниевые, 26 — лито-
филлумовые и др.; 3) зеленоводорослевые (из зеленых водоро-
слей) и др.;
б) зооморфные (из остатков животных): 1) корал-
ловые, 2) строматопоровые, 3) мшанковые, 4) губковые, 5) пе-
лециподовые, 6) гастроподовые, 7) фораминиферовые, 8) сер-
пуловые, 9) балянусовые, 10) полизооморфные и др.
б. Биодетритовые.
1. Монодетритовые — всех перечисленных выше групп
организмов и криноидные, эхиноидные.
2. Полидетритовые.
в. Копролитовые (или пеллетовые) — типы по произво-
дящим организмам и размерам.
II. Сфероагрегатные:
1) оолитовые, 2) пизолитовые, 3) бобовые, 4) сферолитовые,
э
5) псевдооолитовые, 6) узловатые (нодулярные), 7) комковатые,
3) конкреционные и др.
III. Обломочные — подразделяются по размеру, окатанно-
сти, взаимоотношениям как обломочные породы (см.
гл. 2 и 13), например: глыбовые, блоковые, валунные,
брекчиевые (щебенковые), галечные (конгломератовые),
дресвяные, гравийные, песчаные.
IV. Кристаллобластовые, или кристаллически-зернистые, яв-
ляющиеся измененными (перекристаллизованными или
гранулированными), а также новообразованными и ме-
тасоматическими, — различаются по величине зерна (см.
гл. 1) и реликтовым структурам.
Зернистые (визуально зернистые) известняки также делят-
ся на биоморфные, сфероагрегатные, обломочные и кристалло-
бластовые. Биоморфные в свою очередь подразделяются на
цельноскелетные — биогермные, или прикрепленно-скелетные, и
раковинные, а также на биосфероагрегатные и биодетрптовые.
Организмы строят биогермы, нередко гигантские вертикальные
постройки высотой в сотни метров («биогермы», «биологичес-
кие столбы»), биостромы, или уплощенные пластообразные лин-
зы, также нередко весьма крупные (в сотни квадратных кило-
метров), и банки ракушняковые, например устричные. Ассоциа-
ция биогермов — это биогермный массив. Такие массивы в
свою очередь образуют остовы рифов. Цепи последних — рифо-
вые формации (Большой Барьерный риф Австралии).
Раковинные, или ракушняковые, известняки слагаются, как
правило, разобщенными раковинами двустворок, гастропод,
аммонитов, створками брахиопод, панцирей трилобитов и ра-
ковинками остракод и фораминифер. По размеру они бывают
гигантораковинные (крупнее 20 см), крупно- (20—5 см) и мел-
кораковинные (меньше 5 см). Последние наиболее разнообраз-
ны по биосоставу: пелециподовые, гастроподовые, цефалопо-
довые, брахиоподовые, серпуловые, трилобитовые (условно),
остракодовые, птероподовые, нуммулитовые, фузулиновые, гло-
бигериновые и другие фораминиферовые.
Биосфероагрегатные известняки практически представлены
только онколитовыми (размер шаров — «бульников» — 1 —
10 см), пизолитовыми (гороховыми, 10—2 мм) и биооолитовы-
ми (боболитовыми, катаграфиевыми и др.) типами, образован-
ными в основном или исключительно сине-зелеными водоросля-
ми. До настоящего времени не выявлены объективные, отличия
биссфероагрегатов (например, биооолитов) от хемосфероагре-
гатсв (например, хемооолитов). Поэтому мелкие сфероагрега-
ты, чаще всего оолиты, могут быть как биогенными, так и хе-
могенными. К биосфероагрегатным примыкают копролитовые
известняки, сложенные округлыми шарообразными или удли-
ненными, нередко цилиндрическими, пилюлеобразными агрега-
тами (5—0,05 мм) микритового, часто микритово-шламового
6
известкового материала, агрегированного в кишечнике илоедов;
или планктоноедов и в какой-то степени сцементированного.
Наряду с цельноскелетными широко распространены био-
кластовые, или биодетритовые (органогенно-обломочные, орга-
ногенно-детритовые), известняки как монодетритовые, сло-
женные из скелетных остатков одного вида или одной формы,,
одной группы организмов, так и в разной степени смешанные,
полимиктовые или полидетритовые. Названия их строятся
типу цельнораковинных с добавлением термина, указывающего
на обломочность, и термина, отражающего степень смешанно-
сти. Например, «известняк биополидетритовый, в основном
криноидно-брахиоподовый, с мшанками, серпулами и фузули-
нами, грубо-крупнозернистый, среднесортированный». Крино-
идные известняки, может быть, самые распространенные из
биодетритовых, и они почти не встречаются как цельноске-
летные.
Сфероагрегатные известняки морфологически включа-
ют рассмотренные выше биосфероагрегатные и разнообразные
абиогенные (см. 7.5.1.4). Структура их двухуровневая: различа-
ются сфероагрегатная структура породы и структура (как пра-
вило, микритовая, игольчатая, детритовая) агрегатов. Кроме
того, при цементированности необходимо выявлять структуру
цемента. Оолитовые известняки распространены наиболее ши-
роко. Оолитообразные тельца без концентрического строения
или с неясно развитым таким строением называют чаще всего
псевдооолитами, а крупные (2—5 мм) оолиты — пизолитами,
или горошинами.
Обломочные известняки аналогичны обломочным сили-
катным породам и возникают при расчленении и перемывании
известковых осадков и пород любого структурного типа (см.
7.5.1.5). Нередко они формируются in situ (на месте) без топо-
графического перемещения — в результате физического вывет-
ривания.
Кристаллобластовые, или кристаллически-зернистые,
известняки возникают за счет всех других типов в результате
перекристаллизации или метасоматического замещения и ин-
крустации. Это, следовательно, по структуре вторичные, своего
рода метаморфизованные породы, в конечном итоге — мрамо-
ры. Фактически уже мелко- и даже тонкозернистые (0,25—0,1 и
0,1—0,05 мм) гранобластовые известняки перекристаллизова-
ны, так как при химической садке накапливаются лишь микро-
зернистые илы. Перекристаллизация начинается при невысоких
температурах и давлении, более интенсивно она идет в позднем
катагенезе и особенно в метагенезе и сопровождается укрупне-
нием кристаллов, полисинтетическим их двойникованием и
формированием гранобластовой структуры. Первичные структу-
ры постепенно стираются или сохраняются в виде реликтовых
теней. Однако первичная разнозернистость долго сохраняется,
особенно при метасоматическом замещении и инкрустации.
7
Известняки, как и другие осадочные породы, часто бывают
смешанного минерального состава. Разрабатываются классифи-
кации и номенклатура и таких смешанных пород. Чаще всего
к известковому веществу примешивается доломит — второй по
распространенности карбонатный минерал. Хотя из смешанных
известково-доломитовых пород (Доминиковский, 1958; Кальо
и др., 1977; Страхов, 1951) значительно чаще встречаются от-
носительно малопримесные разности, но геологу нередко при-
ходится изучать и породы с примерно равным содержанием
П — песок (песчаник); Г — глина; М — мергель; И — известняк;
Д — доломит; гл. — глинистый; изв-ист. — известковистый; п-ов. —
известковый; д-ист. — доломитистый; д-ов — доломитовый
того и другого минерала. Ряд полной их смесимости (от 0 до
100% доломита и кальцита; рис. 7.1) принято делить, по пред-
ложению С. Г. Вишнякова (1933, 1957), на: 1) известняки чи-
стые (доломита 0—5%), 2) известняки доломитистые (5—25%),
3) известняки доломитовые (25—50%), 4) доломиты известко-
вые (50—75%), 5) доломиты известковистые (75—95%) и
6) доломиты чистые (95—100% доломита).
Из некарбонатных примесей чаще всего встречаются кварц,
силикатные минералы, литокласты, глинистое вещество и крем-
незем первично- или вторично-хемогенный. В случае обломоч-
ной примеси классификация смешанных пород строится анало-
гично классификации известково-доломитовых пород: принима-
ются те же нормы примесей для выделения петротипов. На
примере песчаной примеси это будут: 1) известняк чистый
(примеси песка 0—5%); 2) известняк песчанистый (5—25%),
8
Рис. 7.2. Классификация смешанных
карбонатных и карбонатно-глинистых
пород. Названия даны в табл. 7.1
который иногда подразделяется на два самостоятельных типа:
слабопесчанистый (5—15%) и песчанистый (15—25%); 3) из-
вестняк песчаный (25—50%); 4) песчаник известковый
75% песчаного материала); 5) песчаник известковистый
95%) и 6) песчаник чистый (95—100% песчаных зерен).
Такова же классификация
известково-алевритовых сме-
шанных пород, а также из-
вестково-гравийных и извест-
ково-галечных. Те же нормы
приняты и для известково-гли-
нистых пород, но традицион-
ная их номенклатура имеет от-
личия: при содержании глини-
стой примеси в 25—50% вместо
рационального названия «из-
вестняк сильноглинистый» все
еще употребляется термин
«мергель», а глину сильноизве-
стковую (50—25% СаСО3) на-
зывают мергелем глинистым.
Удобный термин «мергель» сле-
дует употреблять не для пет-
ротипа, а для литотипа, т. е.
более комплексного понятия
(50—
(75-
(см. гл. 18). Рациональные названия даны на рис. 7.2 и в
табл. 7.1.
Известково-кремнёвые смешанные породы должны подраз-
деляться по тем же нормам смесей и называться известняками
чистыми (SiO2 меньше 5%), слабо- (5—25%) или сильнокрем-
нистыми (25—50%) и силицитами, или кремнями (опоками,
трепелами, диатомитами и т. д.), сильно- (50—25% СаСОз) и
слабоизвестковыми (25—5%), или (что то же самое) извест-
ковыми и известковистыми. Иногда употребляемые названия
«слабо» или «сильноокремнелые», «окварцованные» и подобные
им менее удачны, так как генетичны, а это не всегда легко-
устанавливается.
Доломиты (доломитолиты) структурно менее разнообразны,
чем известняки, но среди них выделяются практически все
структурные группы и большинство типов (Виноградов, 1961;
Вишняков, 1956; Дмитриева и др., 1969; Доминиковский, 1958;
Петтиджон, 1981). Пелитоморфные доломиты в основном лишь
микрозернистые кристаллобластовые, а биоморфные и обломоч-
ные малоизвестны. Фанеромерные доломиты также в основном
кристаллически-зернистые, или кристаллобластовые, — от тон-
ко- до грубо- и реже до гигантозернистых. Менее распростране-
ны биоморфные, в основном водорослевые строматолитовые и
онколитовые, сфероагрегатные и обломочные. Доломитовые
постройки сине-зеленых водорослей весьма характерны для про-
9
Таблица 7.1
Номенклатура смешанных карбонатных и карбонатно-глинистых пород
Поля рис. 7.2 Название породы Содержание. %
кальцита доломита глины
1 Известняк чистый 100—90 0—5 0—5
2 » доломитистый 95—70 5—25 0—5
3 » доломитовый 75—45 25—50 0—5
4 » слабоглинистый 95—85 0—5 5—10
5 » доломитистый слабоглинистый 90—65 5—25 5-10
6 » доломитовый слабоглинистый 70—40 25—48 5—10
7 » глинистый 80—70 0—5 10-25
8 » доломитистый глинистый 85—50 5—25 10—25
9 » доломитовый глинистый 65—25 25—45 10—25
10 » сильноглинистый (мергель) 75—45 0—5 25—50
11 » доломитистый сильноглинистый (мергель доломитисто-известковый) 70—25 5-25 25—50
12 Известняк доломитовый сильноглинистый (мергель доломитово-известковый) 50—25 25—38 25—50
13 Доломит чистый 0—5 100—90 0-5
14 » известковистый 5—25 95—70 0-5
15 » известковый 25—50 75—45 0—5
16 » слабоглинистый 0—5 95—85 5—10
17 » известковистый слабоглинистый 5—25 90—65 5—10
18 » известковый слабоглинистый 25—48 70—40 5—10
19 » глинистый 0—5 90—70 10—25
20 ». известковистый глинистый 5—25 85—50 10—25
21 » известковый глинистый 25—45 65—40 10—25
22 » сильноглинистый (мергель доло- митовый) 0—5 75—45 25—50
23 » известковистый сильноглинистый (мергель известковисто-доломитовый) 5—25 70—45 25—50
24 Доломит известковый сильноглинистый (мергель известково-доломитовый) 25—38 50—25 25—50
25 Глина чистая 0—5 0—5 100—95
26 » слабоизвестковистая 3—10 0—5 95—90
27 » известковистая 5—25 0—5 90—75
28 » известковая (мергель глинистый) 22—50 0—5 75—50
29 » доломитисто-известковистая 5—20 5—12 90—75
.30 » доломитисто-известковая (мергель глинистый доломитистый) 12—45 5—25 75—50
31 Глина слабодоломитистая 0-5 3—10 95—90
32 » доломитистая 0-5 5—25 90—70
33 » доломитовая (мергель глинистый доломитистый) 0—5 20—50 75—50
34 Глина известковисто-доломитистая 5—12 5—20 90—75
35 » известково-доломитовая (мергель глинистый доломитистый) 5—25 12—45 75—50
терозоя. В палеозое изредка встречаются мелкобрахиоподовые
доломиты, возникшие, вероятно, в результате сингенетичной
.доломитизации известковых илов. Из сфероагрегатных обычны
.оолитовые и сферолитовые доломиты, а из обломочных чаще
всего встречаются брекчиевые доломиты, характерные для кар-
.бонатно-эвапоритовых формаций (например, верхней юры Кав-
каза) .
10
Сидериты (сидеритолиты) — практически только гранобла-
стовые, от микритовых до крупнокристаллических (например,
верхнепротерозойские бакальские метасоматические сидериты
Башкирии), реже биоморфные — образующиеся при диагене-
тической цементации коралловых рифов (средняя юра Судак-
ского района Крыма) или ракушников (нижняя и средняя юра
Кавказа). Скелетные остатки могут оставаться кальцитовыми
или тоже замещаются сидеритом. Изредка сидериты сферолито-
вые. Анкериты еще более бедны структурными типами — они
встречаются лишь в виде микро- или тонко-, мелко-среднезерни-
стых конкреций округлой или пластовой формы. Магнезиты:
варьируют от микрозернистых до гигантокристаллических (кри-
сталлы до 2—3 см), возникающих при магниевом метасоматозе
по доломитам, например в Саткинском месторождении в верх-
нем протерозое Башкирского антиклинория. Родохрозиты —
микро- и тонко-мелкозернистые и более крупные, а также ооли-
товые и пизолитовые.
7.2. МЕТОДЫ ИЗУЧЕНИЯ
Карбонатные породы могут быть изучены достаточно полно
сравнительно простыми методами — в образцах, под микроско*
пом в шлифах и иммерсионным методом (Татарский, 1955; Фро-
лов, 1964). Более детальное изучение требует применения хи-
мического, термического, рентгеноструктурного анализов, ска-
нирующего электронного микроскопа и некоторых других видов
исследования (Методы..., 1957; Логвиненко, Сергеева, 1986; Ва-
сильев, 1951; и др.).
Макроскопическое изучение дает много для определения и
познания карбонатных пород. Уже цвет свежей породы и в
сравнении с коркой выветривания позволяет определить извест-
няки (они отбеливаются на поверхности), доломиты (обычно
становятся желтыми), анкериты (красные в корке вследствие
окисления двухвалентного железа) и сидериты (темно-красная
корка), а также родохрозиты (чернеют вблизи поверхности —
тоже в результате окисления двухвалентного марганца). Сиде-
риты, кроме того, легко определяются по тяжелому весу (их
удельный вес доходит до 3,9).
Простые химические реакции также широко применяются и
дают хорошие и надежные определения. В куске известняки
со слабой (3—5%-й) соляной кислотой вскипают бурно, доло-
миты — слабо и не сразу, сидериты и магнезиты — не вскипа-
ют, хотя медленно растворяются. Разработаны реакции окра-
шивания для образца, пришлифовки, шлифа и порошка (Фро-
лов, 1964; Логвиненко, 1957, 1962, 1974, 1984, 1986).
Соляной кислотой легко устанавливается даже небольшая
примесь кальцита (по точечному вскипанию) к другим породам
или степень разбавленности известняка доломитом — по интен-
сивности вскипания. Последняя «градуируется» на специально
Н
подобранных образцах из изучаемого региона и проанализиро-
ванных химически, что помогает определять химический состав
с точностью до нескольких процентов.
Карбонатные породы в целом, помимо отмеченных призна-
ков, узнаются по тому, что они царапаются ножом, нередко
содержат биоскелеты, имеют кристаллический вид или, наобо-
рот, пелитоморфны, но однородны, как бы изотропны (писчий
мел и другие подобные породы), хотя известны и тонкослоистые
карбонатолиты (лагунные).
Микроскопически в шлифах карбонат устанавливается про-
сто — по высоким интерференционным окраскам — перламут-
ровым и белым высшего порядка, высокому показателю прелом-
ления, высокому рельефу и изометричной форме зерен. Если
зерна достаточно крупны — видна хорошая спайность по ром-
боэдру или, менее четко, по ромбической призме (у арагонита).
Кальцит обнаруживает полисинтетические двойники, а у других
карбонатных минералов их нет или они очень редки. На всех
кристаллах, если они крупнее 0,04—0,05 мм, отчетливо прояв-
ляется псевдоплеохроизм: при вращении столика микроскопа
они становятся то серыми, резко рельефными (рельеф обуслов-
лен волной с ng), то светлыми, как бы бесцветными, плоскими
(рельеф обусловлен пр). Следовательно, двупреломление мож-
но оценить и при одном николе, если оно достаточно велико
(0,172 у кальцита, у других карбонатов еще выше). Для на-
блюдения псевдоплеохроизма лучше выбирать несдвойникован-
ные зерна.
Разделение карбонатных минералов проводят и по другим
признакам. Кальцит (и арагонит) выделяется тем, что в одном
положении погасания рельеф его резко отрицательный (полос-
ка Бекке при поднятии тубуса сходит с него), доломитовые
кристаллы лишь изредка обнаруживают п'р<пк.б. \ а сидерит,
магнезит, анкерит имеют оба показателя преломления выше
показателей канадского бальзама (табл. 7.2, рис. 7.3). Исполь-
зование других отличий — угла между спайностью по ромбо-
эдру, возрастания двупреломления и изменения интерференци-
онной окраски от перламутровой у кальцита (относительно
низкого) до белой высшего порядка у других минералов — тре-
бует более точных измерений и наблюдений.
Относительно простым является разделение по отличиям
'Структуры пород (рис. 7.4, а, в). Кальцит чаще всего разнозер-
нист, форма зерен неправильная, сложных, лапчатых очерта-
ний, доломит более равнозернист и более идиоморфен, субром-
боэдричен и в целом мельче зерном, у сидерита эти свойства
• еще отчетливее: он обычно микроравнозернист и субромбоэдри-
чен. Хотя эти отличия не абсолютны (и иногда не удается уве-
ренно определить минеральный состав), все же не случайны:
они обусловлены разной кристаллизационной силой, возраста-
1 к. б. — канадский бальзам.
12
Таблица 7.2
Основные оптические и кристаллографические свойства карбонатов
Минерал и его состав Полисин- тетические двойники Удель- ный вес п& И «0 (И пт) пР (и '9 на плоскости спайности Двупре- ломление
Арагонит СаСО3 обычны 2,94 1,686 (1,681) 1,530 — ' 0,155
Кальцит СаСО3 обычны 2,72 1,658 1,486 1,556 0,172
Доломит Са, Mg (СО3,2 редки 2,87 1,679 1,500 1,587 0,181
Анкерит Са (Mg, Fe) (СО3)2 очень редки 2,87 1,728— 1,741 1,531— 1,536 0,197— 0,205
Магнезит MgCO3 нет 2,98 1,700 1,509 1,602 0,191
Брейнерит (Mg, Fe) СО3 » 1,707— 1,718 1,517 0,191— 0,202
Пистомезит (Fe, Mg) СО3 » 1,788 1,570 0,218
Сидерит FeCO3 3,95 1,875 1,633 1,748 0,242
Ферродоломит* CaFe (СО3)2 » 3,20 1,765 1,555 1,655 0,210
Родохрозит МпСО3 3,60 1,816 1,597 1,702 0,219
Примечание. Арагонит — двуосный, ромбической сингонии, осталь-
ные — одноосные тригональные, в основном ромбоэдрические; оптический знак
всех минералов отрицательный.
* Константы ферродоломита вычислены.
ющей от кальцита к сидериту. Поэтому и структурный метод
диагностики может быть рабочим, т. е. действующим. Он даже
более разрешающ не в мономинеральных, а в смешанных по
составу карбонатных породах, например в доломитистых изве-
стняках, в которых доломит, включая и выделившийся позже
кальцита (в том числе и образовавшийся в твердой породе),
имеет идиоморфную, ромбоэдрическую форму, более правиль-
ную, чем в чистом доломите (рис. 7.4, г). Железосодержащие
карбонаты, кроме того, узнаются по красноватой окраске в
шлифах, возникающей за счет окисления двухвалентного желе-
за нередко даже при изготовлении шлифа.
Все стороны строения — структура, текстура, укладка, по-
ристость — в шлифах оцениваются полно, достаточно уверенно,
чем дополняется определение строения в образце. По мере
утонения зерна меняется цвет породы в шлифе на просвет: от
светло-серого, почти бесцветного до серого и почти темно-серо-
13
п9
1,88
186
1,82
1,78
1,74
_MnCO3_______
-\100°/oMnC03
80 J
СаСО3 FeCO3
507oFeC03
4Ц________
30
CaC03 МдСО3
СаСО3
MgCO3
FeCO;_____
- 1007oFeC03
-----1
Рис. 7.3. Показатели преломления основных карбонатных минералов,
по В. Б. Татарскому (1955):
а — зависимость показателя преломления ng от состава в рядах: I —
кальцит — родохрозит, II — доломит — ферродоломит, III — магне-
зит — сидерит; б — связь между показателями преломления триго-
нальных карбонатов
Рис. 7.4. Структурные различия основных карбонатных пород:
а — известняк разнозернистый, форма зерен лапчатая и зубчатая; б — до-
ломит мелкозернистый с субромбоэдрической формой зерен; в — сидерит
микрозернистый, субромбоэдрический; г — известняк доломитистый с пор-
фировидной биокластовой полидетритовой структурой, с микрогранобласто-
вой основной массой, с порфировыми доломитами, создающими гиппдиогра-
нобластовую структуру
го, и порода воспринимается как бы некристаллической, глини-
стой. Но это ошибка: такой же темный вид имеют и писчий
мел (почти 100%-й СаСОз), и микритовая стенка фузулин, и
остатки багряных водорослей.
Компонентный состав карбонатной породы в шлифе уста-
навливается большей частью определенно. Помимо карбонат-
14
ных хемогенных кристаллов и карбонатных литокластов уста-
навливаются тип биокластов, систематическое положение, фор-
ма, размер, строение и состав стенки — важнейший диагно-
стический признак биокластов. Хорошо выявляются окремнение,
обломочная силикатная примесь, тип и состав цемента, в том
числе и распространенный цемент регенерации, обычно разви-
вающийся вокруг члеников криноидей. Но глинистая примесь
выявляется плохо: она маскируется более высокопреломляющим
и более высокодвупреломляющим карбонатом. Поэтому даже
половинное содержание (50%) глинистого вещества практичес-
ки не устанавливается в шлифе. Видны лишь отдельные более
крупные чешуйки да по краю шлифа, где пленка карбонатных
зерен тоньше, между яркими в скрещенных николях кристалла-
ми карбоната становится видной глинистая примесь, поляри-
зующая в серых тонах. Органическое углистое вещество опре-
деляется по непрозрачности и просвечиванию по краям, удли-
ненной форме, иногда — клеточному строению, а отличием от
сходного гидроокисно-железистого и пиритного служат серый
цвет и матовый характер в отраженном свете. Битумы корич-
неватые, в больших массах непрозрачные, обычно бесструктур-
ные, собранные в линзочки или рассеянные по породе и окра-
шивающие ее в коричневатый или палевый (в образце) цвет.
Оценкой на глаз, сравнением со шкалой процентных содер-
жаний компонентов в шлифе (по М. С. Швецову) или подсче-
том определяется не только гранулометрия, но и компонентный
состав породы.
Изучение в шлифе сопровождается зарисовкой вида породы,
как правило, при одном николе (рис. 7.5). Уточняется название
породы по большинству пунктов описания.
Иммерсионный метод в применении к карбонатным породам
позволяет, во-первых, достаточно уверенно (до третьего знака
после запятой) определять самые характерные оптические кон-
станты минерала: показатели преломления и двупреломление, а
во-вторых, изучить кристаллографические свойства (спайность,
полисинтетические двойники) и включения (Татарский, 1955;
Логвиненко, Сергеева, 1986; Фролов, 1964; и др.).
Для исследования достаточно крупицы породы или даже од-
ного зерна размером около 0,05—0,03 мм, т. е. соизмеримого с
толщиной шлифа. Для этого можно раздавить кусочек породы
между предметными стеклами. Первый препарат лучше приго-
товить с жидкостью с /г=1,658, что отвечает ng кальцита. Если
в одном положении угасания зёрна «растворяются», т. е. как
бы сливаются с жидкостью, то это кальцит, если они значитель-
но выше по рельефу — доломит или другие карбонаты. По-
скольку большинство породообразующих карбонатов одноосны
и отрицательны, их больший показатель преломления есть По-
следовательно, он постоянен в любых сечениях, т. е. в любых
зернах, и поэтому определяется легко и точно. Так как карбо-
натные минералы сильно отличаются даже по одному ng (см.
15
Рис. 7.5. Зарисовка шлифта полидетритового, в основном серпуло-
криноидно-мшанкового известняка датского яруса Крыма (бассейн
р. Бодрак):
1 — криноидеи; 2 — морские ежи; 3 — мшанки; 4 — фораминифе-
ры; 5 — серпулы;. 6 — брахиоподы; 7 — пелециподы; 8 — водо-
росли; 9 — кварц; 10 — глауконит
табл. 7.2), то довольно точно они диагностируются по этой
константе. Но лучше брать первую жидкость с п= 1,679, что от-
вечает доломиту. Если зерна «растворяются» в одном из поло-
жений угасания — это доломит, если оба показателя значитель-
но ниже — кальцит, если ng больше п жидкости — анкерит,
сидерит или магнезит. Для их диагностики надо подбирать но-
вые жидкости.
Для контроля полезно определять и пр. Так как волна с пр
переменная, в препарате в разных зернах мы будем иметь дело
с разными значениями пр, меняющимися в зависимости от по-
ложения зерна от наименьшего, записанного в справочнике, до
равного ng. Из этих различных значений п'р, п"р и других бо-
лее определенным и ценным для диагностики будет то, которое
получается, когда зерно лежит на плоскости ромбоэдрической
16
спайности. Эта величина дается в справочнике. Используя диа-
граммы соотношения пё, пр и п'р на плоскости, ромбоэдрической
спайности (рис. 7.6), определяют истинную величину пр: доста-
точно линию, соединяющую значения пё и п'р, продолжить до
пересечения с линией значения пр. Непосредственно определить
этот показатель в иммерсионных препаратах трудно, так как
для этого надо поставить зерно на угол ромбоэдра, что возмож-
но только в сплавах, а в жидкости зерна ложатся на какую-то-
плоскость, чаще всего на спайную. Поэтому разброс значений
переменной волны сужается, что облегчает определение значе-
ния пр переменной волны.
Рис. 7.6. Оптическая индикатриса
кальцита и других одноосных отри-
цательных карбонатов и ее положе-
ние в ромбоэдрическом кристалле
Рис. 7.7. Дифференци-
альные термограммы ос-
новных карбонатных ми-
нералов
У всех ромбоэдрических карбонатов угасание относительно-
трещин спайности косое симметричное, а у арагонита — пря-
мое, отвечающее кристаллам ромбической сингонии.
Методы окрашивания в шлифах вспомогательны. Для окра-
шивания изготовляют шлиф без покровного стекла или отре-
зают (алмазом или твердым сплавом) половину покровного-
стекла готового шлифа, осторожно подогревают его с этой сто-
роны и после размягчения бальзама снимают иглой, а раство-
рителем (ацетоном, спиртом и др.) удаляют бальзам сверху
шлифа. После этого наносят каплю красителя на породу в
шлифе и через определенное время (чаще всего около 1 мин)
смывают струей воды. Обычно используют раствор метилвиоле-
та (или фиолетовые чернила для авторучек), подкисленный
несколькими каплями (на часовом стекле) соляной кислоты (до
появления зеленоватого оттенка). Эта кислота за короткое вре-
мя (0,5; 1 мин или дольше — время определяется концентра-
цией кислоты) травит кальцит, и он окрашивается. Доломит и
17
.другие карбонаты остаются не протравленными, и поэтому их
гладкая поверхность не задерживает краситель. В шлифе кар-
тина минеральной неоднородности становится контрастной, и по
ней можно подсчитывать минеральный состав. Можно шлиф
сфотографировать и подсчет вести по фотографии, в том числе
и по весу вырезанных из фотографии участков доломита или
кальцита, отнесенных к весу бумаги всего поля зрения. Точность
довольно высокая (до десятых долей процента).
Микрозернистые карбонаты методами окрашивания опреде-
ляются ненадежно.
Термический анализ кар-бонатных пород основан на фикси-
ровании температуры диссоциации карбонатной соли на без-
водный окисел и СО2 (Методы..., 1957; Дэна и др., 1953; Кар-
бонаты, 1987; Логвиненко, 1984; и др.). Эта температура ха-
рактерна для каждого минерала (рис. 7.7) и фиксируется по
эндотермическому эффекту (изгиб дифференциальной кривой
вниз). Для кальцита это 915—920°C, для сидерита — 450—
500 °C или выше, в зависимости от изоморфной примеси карбо-
ната магния, для магнезита — 670°С и т. д. На кривой сиде-
рита после эндотермической реакции диссоциации его на FeO я
СО2 развивается экзотермический изгиб кривой (до температу-
ры 760—780°C), вызванный окислением выделяющегося желе-
за и переходом в трехвалентную форму, что сопровождается
выделением тепла (своего рода горение).
Двойные соли дают более сложную кривую, отражающую
каждую соль смеси. Доломит определяется по двум следующим
друг за другом эндотермическим пикам: первый, отвечающий
распаду двойной соли и диссоциации выделяющейся магнези-
альной части — MgCCb, которая оказывается перегретой, —
при 740°, после чего кривая выравнивается (это означает, что
в кальцитовой части реакции при таких температурах не идут);
второй изгиб кривой отвечает температуре диссоциации кальци-
та 915 или 920°С. Термограмма анкерита, который можно
рассматривать как тройное соединение, имеет уже три пика:
при 690 °C — распад молекулы анкерита и диссоциация карбо-
ната железа, 740—850 — диссоциация карбоната магния и при
920 °C — диссоциация карбоната кальция.
По атласу кривых нагревания можно определять не только
простые или двойные соли, но и различные их смеси. Д. А. Ви-
таль (1962) провел исследование различных смесей карбонатов
Са, Mg, Fe и Мп с известными их соотношениями и записал
много десятков кривых. По ним, как по эталонам, стало воз-
можным определять химический состав карбонатной части по-
род, если даже она не мономинеральна.
Химический анализ — важнейший метод изучения и диагно-
стики карбонатолитов. Валовой химический анализ, т. е. анализ
всей породы, применяется редко, так как его данные часто труд-
но использовать для определения минералов и расчета их фор-
мул: помимо карбонатных минералов эти породы нередко со-
18
держат много примесей разного состава и. происхождения, и на
такую смесь карбонатных, силикатных, кремневых и других
минералов трудно или невозможно разнести суммарные данные
анализа.
Для определения состава карбонатных минералов применя-
ют рациональный химический анализ (Васильев, 1951; Мето-
ды..., 1957; и др.), чаще всего сводящийся к обработке пробы
образца соляной кислотой и анализу солянокислой вытяжки.
Для того чтобы в вытяжку не попали растворимые в кислоте
силикаты, применяют слабую (5- или 2%-ю) кислоту и кипятят
непродолжительное время. Для растворения кальцита, арагони-
та, доломита и магнезита достаточно нагреть раствор до кипе-
ния, а для извлечения анкерита, сидерита и других железистых
и марганцевых карбонатов требуется 5-минутное кипячение.
Причем растворение следует вести в токе СО2 или инертного
газа (N2) для изоляции воздуха, чтобы избежать перехода
Fe2+ и Мп2+ в Fe3+ и Мп4+. Нерастворимый остаток (н. о.).
Из солянокислой вытяжки определяют SiO2, А12О3, Fe2O3,
CaO, MgO, Р2Об и SO3, a FeO, МпО, СО2, С органический
(СОрг), S пиритная и некоторые другие компоненты — из от-
дельных навесок. Содержание СО2, знание которого важно для
контроля расчета карбонатов, наиболее быстро определяется
объемным методом на аппарате Кноппа—Фрезениуса (Методы
изучения осадочных пород. 1957. Т. 2. С. 30—32). Если карбо-
нат представлен одним минералом, что устанавливается по
шлифу, для определения его содержания достаточно знать лишь
количество СО2 в породе. Весовое его содержание умножается
на соответствующий коэффициент (для кальцита он равен
2,274, для доломита — 2,09, сидерита — 2,63, а для других
легко находится из молекулярного соотношения, например
СО2 — MgCO3). В ряде случаев анализ может быть упрощен
(и, следовательно, удешевлен) за счет исключения операций
определения компонентов, которых нет в породе. Например,
при отсутствии сульфатов и фосфатов излишне во всех пробах
определять SO3 и Р2О5, а при отсутствии железистых карбона-
тов можно ограничиться определением общего железа (Fe2O3)
или его вообще не определять.
Данные химического анализа должны быть пересчитаны на
соли. Достаточно умножить процентное содержание окисла на
коэффициент 1,785; 1,916; 1,611 или 1,619 соответственно для
CaO, MgO, FeO и МпО. Однако если СаО и МпО в солянокис-
лой вытяжке практически всегда образуются за счет карбона-
тов, то часть MgO и FeO может извлекаться и из лептохлори-
тов, монтмориллонита и других силикатов. Силикатную часть
от карбонатной точно отделить невозможно. Для более пра-
вильной оценки количества силикатной части этих окислов про-
изводят два пересчета: первый — в последовательности СаО,
МпО, FeO и MgO, а при втором FeO и MgO меняются местами.
Мерилом степени разрушения вытяжкой силикатной части по-
19
Рис. 7. 8. Кокколиты под электронным микроскопом. Угольная реплика,
Cyclococcolithus leptoporus (Harray et Blackman), плейстоцен Тихого
океана (а, увел, 9000) и Discoaster deflandrei Bramiette et Riedel, эоцен,
мергели, киевская свита, Украина (б, увел. 4500), от С. И. Шумейко
роды является остаток вышеперечисленных окислов, на которые
не хватает СО2. Количество СО2, идущее на связывание окисла,
определяют как разность содержания соли, полученного при
пересчете, и содержания окисла (например, СаСОз—СаО=СО2
в %). При первом пересчете нередко остается избыток MgO, на
который не хватило СО2. Иногда последнего не хватает цели-
ком на все'количество MgO и даже частично на FeO. При вто-
ром пересчете в таком положении (недостатке СО2) оказыва-
ется FeO. За карбонатное (или силикатное) количество этих
окислов (или солей) берут их среднее арифметическое в обоих
пересчетах.
Расчет полученных солей на минералы можно сделать лишь
приближенно; одна соль может входить в разные минералы, а
соотношение последних часто неизвестно. Помогает их предва-
рительная оценка по шлифам, термокривым и другим данным.
Н. М. Страхов и Э. С. Залманзон (Методы изучения осадочных
пород. 1957. Т. 2. С. 13—15) рекомендуют вести расчет по
усредненным составам карбонатных минералов, которые пред-
варительно определены в образце (с помощью НС1), в шлифе,
окрашиванием и термоанализом. Ошибкой, которая может воз-
никнуть при таких расчетах из-за разницы усредненного и ре-
ального состава минералов, можно пренебречь.
Изучение в электронном микроскопе, особенно в сканирую-
щем, существенно дополняет другие методы, так как дает воз-
можность увидеть форму кристаллитов (размером меньше
0,001 мм и даже меньше 0,0001 мм), например, волокнистую
коллоидальную в стенках фораминифер, и различить кокколи-
ты — основной компонент писчего мела и других пород
(рис. 7.8).
'20
Рентгеноструктурный анализ по параметрам кристалличес-
кой решетки наиболее точно диагностирует карбонатные мине-
ралы, включая и арагонит. Величина зерна и примесь других
цеществ на достоверность определения не влияют. В смеси кар-
бонатный минерал обнаруживается и в малых количествах
(первые проценты). Все это позволяет применять рентгеност-
руктурный анализ как контрольный по отношению к другим
методам.
7.3. МИНЕРАЛЬНЫЙ СОСТАВ
Породообразующих карбонатов немного (см. табл. 7.2). Все
они кристаллические, большинство тригональные, кристаллизу-
ются в виде ромбоэдров, являются солями угольной кислоты
Н2СОз. В противоположность группе кальцита минералы груп-
пы арагонита относятся к ромбической сингонии (Дэна и др.,
1953; Карбонатные породы, 1970; Карбонаты, 1987; Логвиненко,
1984; и др.). Помимо шести основных минералов — кальцита,
доломита, сидерита, магнезита, родохрозита и метастабильного
арагонита — нередки анкерит и минералы нескольких изоморф-
ных рядов — смесей: полных (в любых соотношениях) — сиде-
рит-магнезит, сидерит-родохрозит, родохрозит-кальцит, и не-
полных, разорванных посередине, — кальцит-сидерит, магнезио-
доломит-ферродоломит и др. Последний ряд представлен каль-
цитом слабожелезистым (РеСОз до 1%), феррокальцитом
(РеСОз от 1 до 15%), сидеродотом (РеСОз от 80 до 95%) и
сидеритом слабоизвестковистым (РеСОз от 95 до 100%). Вод-
ные карбонаты натрия и магния — сода (ЫаСОз-Ю или 7 Н2О),
термонатрит (Ыа2СОз-Н2О), трона (ЫазН(СОз)2-2Н2О), гидро-
магнезит (М§5(СОз)4(ОН)2-4Н2О), несквегонит (MgCO3-3H2O)
и другие — более редки. Они рассматриваются с эвапоритами,
с которыми образуют парагенезы, а гидромагнезит встре-
чается в корах выветривания ультрабазитов и как гидро-
термальный минерал. Основные медные карбонаты — ма-
лахит (Си2(СОз) (ОН)2, или СиСОз-Си(ОН)2) и азурит
(Си3(СО3)2(ОН)2, или 2CuCO3-Cu(OH)2) — образуют неболь-
шие тела в осадочных медистых песчаниках (пермь Татарии,
Донбасса и др.). Они относятся к группе дочерних осадочных
пород.
Все карбонатные минералы растворяются в НС1, а кальцие-
вые — бурно, имеют совершенную спайность, размер кристал-
лов варьирует от коллоидального до гигантокристаллического
(5—10 см и больше), особенно у кальцита, доломита, магнезита,
отчасти у сидерита. Двупреломление очень высокое, часто за-
метное визуально (у исландского шпата), а под микроскопом
проявляющееся сильным псевдоплеохроизмом и перламутровой
или белой высшего порядка интерференционной окраской. В по-
родах карбонатные минералы обычно изометрично зернисты и
резко рельефны, реже волокнисты и игольчаты; в этих случаях
21
они часто сферолитовые. Твердость большинства карбонатов;
3—4,5, они царапаются ножом.
Карбонатные породы нередко содержат примесь гипса, ан-
гидрита, фосфатов, глинистых минералов, халцедона и кварца,
а также разнообразных кластических компонентов и органиче-
ского вещества. К ним приурочены бокситы, железные руды и
руды меди и полиметаллов.
Наряду с чистыми, мономинеральными карбонатолитами не-
сколько реже встречаются смешанно-карбонатные породы: до-
ломиты известковистые и известковые, известняки доломитис-
тые и доломитовые, сидерито-доломитовые и доломито-анкери-
товые и некоторые другие карбонатолиты. Из аутигенных мине-
ралов в карбонатах встречаются также альбит, глауконит,
сульфиды железа — пирит, марказит и др.
7.4. ХИМИЧЕСКИЙ СОСТАВ
Хотя карбонатные породы часто бывают почти чистыми, с
количеством примесей иногда меньше 1%, их химический состав
сильно меняется, что отражает степень их смешанности (табл.
7.2, 7.3). Чистый известняк, состоящий из одного кальцита, име-
ет простой химический состав: СаО — 56%, СО2 — 44%. Точно
так же теоретический состав доломита: СаО — 30,4%, MgO —
21,9 и СО2 — 47,7%. Однако все эти значения сильно снижа-
ются за счет кремнезема (до 50% в известняках, переходящих
в кремень), глинозема (до 8% и более в мергелях), соединений
железа (до 2% и более) и других примесных компонентов. Они
концентрируются в нерастворимом (в НС1) остатке, определе-
ние которого для карбонатных пород обязательно (см. 7.2).
Чистые магнезиты состоят из 47,6% MgO и 52,4% СО2, а
чистые сидериты — из 62,1 % FeO (или 40,3% Fe) и 37,9% СО2,
родохрозиты (или родохрозитолиты) — из 61,7% МпО (47,8%
Мп) и 38,3% СО2. Более сложный и меняющийся состав имеют
анкериты, и соотношение Mg и Fe в них переменное. Если оно
1:1 (MgO — 10,07% и FeO — 17,94%), то СаО — 30,4%, а
СО2 — 47,9%, т. е. как в доломите, ибо изоморфное замещение
идет только за счет молекулы MgCOs. Анкериты можно пред-
ставить как изоморфный ряд доломита (или магнезиодоломита)
и теоретического ферродоломита — СаРе(СОз)2, смешивающих-
ся, по-видимому, не во всех отношениях. Вероятно, и с манга-
нодоломитом СаМп(СОз)з магнезиодоломит смешивается не во
всех отношениях. Дж. Д. Дэна и др. (1951, 1953, 1954) назы-
вают смеси с преобладанием магнезиальной молекулы доломи-
тами (чистыми и, вероятно, «железистыми»), а с преобладани-
ем железной — анкеритами.
Составы изоморфных рядов сидерит — магнезит, сидерит —
родохрозит и родохрозит — кальцит, их оптические и физичес-
кие свойства и номенклатура приведены в табл. 7.2 и на
рис. 7.3.
22
Таблица 7.3
Химический состав карбонатных пород (no М. С. Швецову, 1958; и др.)
Компоненты | 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12 13 14
Нераств. — — — 0,10 24,09 — — — 20,30 — — —
остаток
SiO2 0,23 5,19 14,09 0,10 26,44 0,37 1,00 0,70 21,32 13,80 15,19 2,08 16,88 2,35
TiO2 — 0,06 0,08 — — — - 1 .— 0,04 -— 0,32 —
А12О3 Fe2O3 FeO ' СЛ. 0,81 } 0,54 1,75 } 0,77 0,07 0,07 } 0,21 0,65 } 0,90 0,20 0,10 4,14 1,61 7,00 4,55 2,16 1,02 1,08 1,06 3,09 1,04 41,62 2—9 3—6
MnO — 0,05 0,03 — — — — 0,29 0,03 —. 2,33 9—40
CaO 55,16 42,61 40,60 55,44 41,18 54,30 52,40 55,50 39,32 38,35 25,99 35,48 3,17 10—30
MgO 0,20 7,90 4,49 0,02 СЛ. 0,16 0,48 0,20 0,75 1,32 17,17 14,62 1,41 1—2
K2O — 0,33 0,58 — — — — — — 0,86 — — — —
Na2O — 0,05 0,62 — — — — — — 2,61 — —. — —
Li2O — СЛ. СЛ. — — — — — — — — —„ — —
H2O- 0,54 0,21 0,30 — — — — — .— — — • — —
H2O+ 0,56 0,88 — — — — — — 1,06 0,98 — —
П. n. n. — — — 44,11 32,34 44,45 43,56 42,62 32,62 — — — 30,50 20,38
co2 43,74 41,58 35,58 — — — — — — 31,31 37,38 44,27 — —
p2o5 — 0,04 0,42 СЛ. — — — — — 0,25 — — 0,05 0,3—0,4
s — 0,09 0,07 — — — — — — -— — — — —
so3 — 0,05 0,07 — — .— СЛ. — 0,75 — . 0,06 — — —
Cl — 0,02 0,01 — — — — — — — — — — —
Примечания. 1—современные кораллы с Бермудских островов (по Кларку); 2 — средний анализ 345 образцов извест-
няков (по Кларку); 3 — средний анализ 498 образцов известняков, употребляемых для строительных целей (по Кларку); 4 — из-
вестняк алексинского горизонта подмосковного нижнего карбона; 5 — кремнистый известняк серпуховского яруса западного крыла
Подмосковного бассейна; 6 — известковый туф бывшей Иваново-Вознесенский области; 7 — мел района Брянска; 8 — мел (Кг) из
Белгорода; 9— мергель (К) из Новороссийска; 10 — глинистый известняк (натуральный цемент), нижний известняк Фрипорт (пен-
сильваний), округ Колумбия, Огайо (США); 11—доломит кремнистый и известковистый серпуховского яр^са западного крыла
Подмосковного бассейна; 12 — доломит подольского яруса района Подольска; 13 — сидеритовая руда, Выксунский район, Ниже-
городская область; 14 — карбонатная руда Мп, Чиатура, Грузия; 1—7, И, 12 — из М. С. Швецова (1958); 8, 9, 13, 14 — из
со Н. В. Логвиненко (1984); 10—из Ф. Дж. Петтиджона (1981).
7.5. ПЕТРОГРАФИЯ. ПЕТРОТИПЫ
Карбонатные породы петрографически весьма различны, что
отражает их сложный минеральный состав и разнообразие
структур.
7.5.1. ИЗВЕСТНЯКИ
Известняки, особенно в фанерозое, заметно преобладают по
распространенности над доломитами и тем более над другими
карбонатолитами. Их петрографическое разнообразие опреде-
ляется прежде всего максимальным структурным богатством
(Дмитриева и др., 1969; Маслов, 1973; Уилсон, 1980; Ушакова,
1979; Хворова, 1958), по которому им нет равных среди других
горных пород (см. 7.2). Поскольку не только описать, но и пе-
речислить структурные петротипы здесь невозможно, ограни-
чимся основными. Другие петротипы выделяются по примесям,
как карбонатным, так и иным: глинистой, песчаной, кремневой,
битумной и т. д.
7.5.1.1. Микрозернистые известняки (микрокальцитолиты,
или, короче, микрокальцилиты). Микрозернистые известняки
белые или окрашены органическим веществом в темно-серый и
черный, а также в коричневый (у битуминозных) цвет, реже
бывают красными, желтыми и зеленоватыми. Они землистые,
пелитоморфные, часто мягкие, пачкающиеся, как писчий мел
или мергели, но также и крепкие, фарфоровидные, с ракови-
стым изломом, обычно неслоистые, за счет биотурбации, и тон-
кослоистые, с миллиметровой и более тонкой слоистостью, не-
редко сезонной. В них развиваются текстуры замещения, фун-
тиковая и стилолитовая. Изучение в шлифах, а также под элек-
тронным сканирующим микроскопом обнаруживает микрокрис-
таллические гранобластовые, микробиоморфные цельнораковин-
ные и цельноскелетные (фораминиферовые, птероподовые, сфе-
ровые водорослевые, багряноводорослевые и др.), микробиодет-
ритовые (кокколитовые, коралловые и др.) и микрообломочные,
возникающие при перетирании прибоем обломков известняков
до пылеватой размерности.
Писчий мел — один из интереснейших типов микритовых
известняков, отличающийся мягкостью (легко оставляет след на
всех предметах и материалах), полной изотропностью физиче-
ских свойств, неслоистостью, большой микрокапиллярной пори-
стостью (часто более 40—50%), илоядными, или биотурбито-
выади, текстурами, выявляющимися при смачивании или пропи-
тывании трансформаторным маслом (Бушинский, 1950), и спе-
цифическими структурами и составом. Основными компонента-
ми мелов являются кокколиты (Шумейко, 1971)—мельчайшие
(<0,005 мм) фрагменты капсул планктонных золотистых водо-
рослей — кокколитофорид (до 75% и более), другие биофраг-
менты нанопланктона, мелкие раковины планктонных форами-
нифер — глобигерин (5—40%), птеропод, водорослевые сферы,
иногда обломки раковин иноцерамов и других двустворок и
гастропод. Генетически первичный осадок был биопланктоно-
генным, но он практически одновременно и нацело поедался
(биотурбировался) илоедами и становился соответственно био-
элювием. При этом утрачивалась обычная для микритовых от-
ложений тончайшая седиментационная слоистость, часто сезон-
ная. Преимущественная приуроченность мела к верхнему
мелу объясняется биологическим расцветом кокколитофорид
и малым терригенным стоком, вещество которого не достигало
всех мест накопления этих илов. Фациальные обстановки
накопления меловых илов разнообразны: средний и дальний,
глубокий шельф, континентальный склон и дно океана. Ме-
ловые породы известны из палеогена и неогена Присредизем-
номорья, из меловых, третичных, четвертичных и современных
отложений океанов.
Мергели близки к писчему мелу, но содержат глинистую
примесь (до 50%), с которой часто ассоциируется темно-серый
пигмент — органическое вещество, придающее породам серый
и темно-черный цвет. Они бывают неслоистыми, биотурбиро-
ванными, состоящими в основном из кокколитов, но нередко
хуже (по сравнению с мелом) сохранившихся, в некоторой
мере перекристаллизованных, и часто сохраняют слабую лити-
фицированность и мягкость. Но в целом мергели более разно-
образны по свойствам, составу, стратиграфическому и фаци-
альному распространению: известны они из палеозоя и помимо
батиали и шельфа формируются в лагунах и озерах. Часты
мергели тонкослоистые, и слоистость их нередко сезонная. По-
мимо глинистой встречается алевритовая и тонкопесчаная при-
месь терригенных и эдафогенных (аллохемовых) минералов,
довольно обычна примесь глауконита. Он вместе с фосфатами
примешивается и к писчему мелу.
Микритовые известняки в узком смысле слова (т. е. за ис-
ключением мела и мергелей) — обычно не мягкие, нередко
довольно крепкие, фарфоровидные (литографские), как бы
афанитовые, белые и любого другого цвета, объединяют разно-
образные по генезису микрокальцилиты: первично хемогенные,
биохемогенные, вторично микритизированные, тонкообломочные
и диагенетические. Они неслоисты или тонкослоисты, чистые и
в разной степени загрязненные примесями (переходят в мерге-
ли), пористые и плотные, под микроскопом обнаруживающие
микрогранобластовую структуру, образующие часто пласты с
четкими границами. В английской литературе их нередко назы-
вают, вслед за А. Грэбо (1904), «кальцилютитами» или «каль-
ципульверитами», когда можно установить их хемогенное осаж-
дение. Р. Фолк (Folk, 1959, 1973) и Р. Данхэм (Dunham, 1962,
1969) разработали номенклатуру микритовых известняков с
учетом примеси зернистых компонентов (табл. 7.4, рис. 7.9, а, б).
7.5.1.2. Биоморфные фанеромерные известняки (биокальци-
литы). Биогермные известняки — одни из самых характерных
25
Таблица 7.4
Классификация карбонатных пород, по Р. Ж. Данхэму (Dunham, 1962)
Первично-осадочная структура распознаваема Первичная
Первичные компоненты не были скреплены во- время отложения Первичные компо- ненты были скреп- структура не распознаваема. Кристалличес- кий карбонат (разделяется в соответствии с классификацией метаморфизо-
Порода содержит ил (части- цы пелитовой или мелкоале- вритсвой размерности) Порода не содержит ила и состо- ит из опи- рающихся друг на дру- га зерен лены во время от- ложения (это до- казывается сраста- ние vi скелетных ос- татков , слойча-
Опорой породы является ил Зерна опирают- тостью, не подчи- няющейся силе тя- жести; присутст- ванных пород и структур)
Зерен менее ю% Зерен более ю% ся друг на друга вием полостей, выстланных осад- ком и перекрытых органическими или предположительно) органическими ос- татками, по вели- чине превышающи- ми межгрануляр- ные поры)
Мадстоун Вакстоун Пакстоун Г рейнстоун Баундстоун
и широко распространенных (Агаджанян и др., 1973; Геоло-
гия..., 1968, 1987; Задорожная и др., 1982; Королюк, 1952, 1975,
1983, 1985; Ископаемые..., 1968; Краснов, 1983; Литология...,
1975; Маслов, 1950, 1973; Преображенский, 1986; Равикович,
1954; Сребровский, 1986; Шепард, 1987). Обычно они белые,
редко бывают красными и серыми. Построены из скелетных
остатков прикрепляющихся организмов и поэтому имеют корал-
ловую, водорослевую, мшанковую, губковую, пелециподовую,
гастроподовую, серпуловую и фораминиферовую структуру, ко-
торая уверенно позволяет их узнавать, а при перекристаллиза-
ции видна на выветрелой поверхности. Помимо биоморфной
структуры характернейшие типоморфные признаки — их мас-
сивность и отсутствие слоистости в больших, (десятки метров)
или малых объемах породы, значительная высота биогенных
построек — столбов, холмов, массивов, т. е. биогермов (рис.
7.9, 7.10). Однако водорослевые постройки, чаще всего пласто-
образной или линзовидной формы (биостромы), нередко обна-
руживают неправильно волнистую субгоризонтальную слоис-
тость последовательного наслоения. Важными признаками био-
гермных известняков являются инкрустационные, геопетальные,
строматотакситовые и другие структуры, свидетельствующие о
большой первичной пористости (до 50% и больше) и значи-
тельных (сантиметры) размерах пор, о проницаемости и неред-
26
ко арагонитовом составе, с чем связаны грануляция волокни-
стой и фибровой структур скелетов и перекристаллизация.
Водорослевые известняки, встречающиеся с протерозоя, не-
редко имеют столбиковую или бугорчатую макроструктуру,
создаваемую поколениями сине-зеленых водорослей. Размер
Б
III
Рис. 7.9. Классификация известняков,
по Р. Л. Фолку (Folk, 1959):
А — аллохемогенные: I — со спари-
товым (типа прорастания или доста-
точно крупнокристаллическим — со-
измеримым по величине кристаллов
с обломками) цементом: а — интра-
спаритовые (интраспарит состоит из
интракластов); б — ооспаритовые
(ооспарит Состоит из оомикритов,
например оолитов), в — биоспарито-
вые (биоспарит состоит из биокла-
стов), г — пелспаритовые (пелспарит
состоит из пеллетов, сгустков, комков
и т. п.); составы бив — аллохемо-
генные. II. — с микритовым запол-
нителем или цементом (микрозерни-
стым, микрокристаллическим и т. п.),
который может даже несколько пре-
обладать над зернистой частью поро-
ды: д — интрамикритовые (интра-
микрит состоит из интракластов —
обломков осадков или пород тех же
формаций, пачки, слоя), е — оомик-
ритовые (оомикрит состоит из сфе-
роагрегатов, например оолитов),
ж — биомикритовые (биомикрит со-
стоит из биокластов), з — пелмик-
ритовые (пелмикрит состоит из пел-
лет, сгустков, комков и других не-
четко оформленных сфероагрегатов).
Б — ортохемогенные породы: и—
микритовые (микрит нацело состоит
из тонкокристаллического или весьма
микродетритового вещества), к. —
дисмикритовые (дисмикрит, то же
самое, но имеется примесь более
крупных аллохемогенных зерен — не
более 1—2%). В — биолититовые,
состоящие из автохтонного рифоген-
ного материала, образующего каркас
на месте развития; 1 — крупно-
кристаллический (спаритовый) каль-
цит; 2 — микритовый кальцит
столбиков от миллиметров до метров и десятков метров (до
20 м), ширина — от миллиметров до дециметров и первых мет-
ров. Форма столбиков грибообразная (например, у коллении),
конусовидная (у конофитонов) или субцилиндрическая, а соче-
тания их друг с другом неконформные или весьма конформные,
в плане дающие правильную гексагональную сетчатость (см.
рис. 7.9). Нередко водорослевые тела шарообразные — онколи-
товые (0,5—10 см), оолитоподобные, комковатые. Микрострук-
тура чаще всего микритовая, текстура беспорядочная, из-за
чего кальцит (или доломит) в шлифе темный, как бы некри-
сталлический и глинистый. Этот кальцит не секреционный, а
просто хемогенный, выпадающий на слоевищах водорослей из
27
Рис. 7.10, Водорослевые-
fl—е — сине-зеленые водоросли: а — онколитовый (нижний мел,
в — шлиф онколита с гнездами (светлое) гранобластового кальцита?
ма; г — колония строматолита в горизонтальном срезе; д — коло-
плетение трубочек или петель (нижний карбон, Урал); ж — багря-
(нижний мел и палеоген, Крым); з—л — зеленые водоросли: му-
ном (2) сечениях (ордовик Прибалтики); и — мутовчатая сифэ-
московья); к — обрывки кодиевой водоросли кальцифолиум в по-
почка (/) и стебли
пересыщенных карбонатом растворов, из которых водоросли
извлекли почти весь СО2 и сдвинули равновесие от бикарбоната
в сторону менее растворимого монокарбоната. Условно его на-
зывают биохемогенным. Остатки сине-зеленых водорослей узна-
ются по светлым глазкам (0,05—2 мм) замкнутой овальной,.
28
бентогенные известняки:
Крым, р. Бельбек); б — шлиф строматолита (палеозой Сибири);
на месте «слоевищ», нитей, пленок и других частей тела организ-
ния эпифитон (нижний кембрий, Сибирь); е — гирванелла — пере-
ные водоросли — литотамния (справа) и литофиллум (слева)
товчатая сифонея вермипорелла (з) в продольном (/) и попереч-
нея двинелла в продольном и поперечном сечениях (карбон Под-
перечном и продольном сечениях (там же); л — харовые — споро-
в поперечном срезе (2)
дугообразной и иной формы, заполненным гранобластовым
кальцитом, как заполняются пустоты. Следовательно, на их
месте первично были мягкие тела водорослей (рис. 7.10). Багря-
ные водоросли узнаются по клеточной форме микрита, что
объясняется выпадением микритового кальцита внутри клеток
29
A
Рис. 7.1.1. Основные биокомпоненты известняков животного происхождения:
А (/—6) — фораминиферы: глобигерины (1, 2), глоботрункана (3), извест-
няки верхнего мела Крыма; 4 — нуммулит, эоцен средний, Крым; 5 — фу-
зулина с микритовой стенкой, верхний карбон; 6 — археодискус, с радиаль-
но-лучистой стенкой, как и в раковинах 1—4, карбон. Б — ячеистые био-
фрагменты: 1 — фрагмент стенки и септы коралла (двуслойность и нор-
мальное к стенке расположение волокон и их пучков); 2, 3 —- поперечное и
продольное сечения ветки мшанки с пластинчато-волокнистым строением и
расположением волокон и пластин параллельно стенке. В — иглокожие: 1,
2 — членики криноидей, 3, 4 — иглы ежей. Г — сечения серпул: 1, 2 —
двуслойные, даний, Крым; 3—5 — однослойные, часто спирально изогнутые
(3), нижний мел, Крым
(0,02—0,06 мм), которые, таким образом, оказались фоссилизи-
рованными (рис. 7.10, ж). У зеленых водорослей остатки часто
крупнокристаллические — также заполнение пустот на месте
слоевищ.
Биогермы и биостромы чаще всего ассоциируются с другими
литотипами известняков и в качестве остовов, или каркасов,
создают биорифовые массивы по берегам тропических островов
и морей, и, в частности, самое крупное современное сооруже-
но
ние — Большой Барьерный риф Австралии, протягивающийся
на 2000 км. Из древних рифов добывается до 30—40% нефти и
газа.
Раковинные известняки, или ракушники, распространены ши-
ре биогермных, встречаются в водах и умеренных и даже хо-
лодных поясов Земли, но обычно более тонкими (сантиметры —
дециметры, реже — метры) слоями. Цвет их сильно варьиру-
ет — от белого до серого, темно-серого, красного и желтого.
Различаются по размеру раковин (от десятков сантиметров до
миллиметров), их расположению, видовому (рис. 7.11, 7.12)
составу, примесям. Чистые ракушняки, свободные от песчаной
или глинистой примеси, сравнительно редки, чаще они загряз-
31
Рис. 7.12. Фрагменты раковин моллюсков (д—л), остракод (н), створок бра-
хиопод (а—г) и панциря триболита (м):
а — фосфатная пластинчатая стенка оболюса (ордовик, Прибалтика); б —
пластинчатая створка (/) и сечения игл брахиоподы — косое (2) и про-
дольное (3); в — поперечное (/) и тангенциальное (2) сечения створок те-
ребратулы (видны канальцы); г — поперечный срез трехслойной створки
«спирифера; д — призматический слой иноцерамов, верхний мел, Крым: се-
чения раковины поперечное (/) и тангенциальное (2), 3 — отдельные приз-
мы; е — трехслойная раковина лимы с двумя призматическими и одним
пластинчатым слоем (из Л. Кайе); ж — ячеисто-призматический слой ра-
ковины рудистов.; з — чередование ячеисто-призматических и волокнисто-
•32
йены ею, что свидетельствует о подвижности водной среды и
заносе в область обитания терригенного или эдафогенного об-
ломочного или глинистого материала.
В ракушниках преобладают целые раковины, нередко в
прижизненном положении, но чаще створки разобщены и рас-
положены наиболее устойчиво к волновому или флювиальному
движению воды — выпуклой стороной вверх. За исключением
сравнительно редкой вложенности одних створок в другие, ра-
ковины неконформны друг к другу, и пространство между ни-
ми (до 60%) остается пустым или заполняется песком — за-
полнителем, а позднее и цементом, обычно известковым. Раз-
личают монораковинные и в разной степени полираковинные
известняки. Из первых наиболее обычны устричные, модиоло-
вые, иноцерамовые, пектеновые и другие пелециподовые, а так-
же гастроподовые, аммонитовые, брахиоподовые, нуммулитовые,
фузулиновые и др. Часто они смешиваются между собой и,
кроме того, включают примесь криноидей и других биокластов.
Хотя ракушняки в основном мелководные, но встречаются
также на глубинах в десятки, реже в первые сотни метров, т. е.
распространены до бровки шельфа и на подводных поднятиях в
пределах континентального склона. Пресноводные ракушняки
редки. Ракушняки, сохранившие пористость, — прекрасный
строительный материал — стеновой камень. Они также явля-
ются коллекторами воды.
7.5.1.3. Биокластовые, или органогенно-детритовые, извест-
няки. Биообломочные известняки от белых до темно-серых и
красных, с биокластовой структурой (см. рис. 7.5), т. е. состоя-
щие из обломков раковин или скелетных остатков, неокатан-
ных или окатанных, несортированных или в разной степени
сортированных, неслоистых или слоистых, причем слоистость
бывает не только горизонтальная, но и волнистая и косая, по
составу моно-, мезо- и полибиодетритовые, часто с зернистым
заполнителем и цементом (известковым, глинистым, реже крем-
невым, железным и др.). Возможно, это самый распространен-
ный литотип. Они образуют пласты от миллиметров до метров
и десятков метров, часто весьма протяженные. Это по существу
известковые биокластовые пески и песчаники, а также дресвя-
ники и гравелиты, но их неправильно было бы относить к об-
ломочным породам.
Самым распространенным литотипом являются криноидные
известняки, или энкриниты (рис. 7.13, а; 7.14). Они состоят из
пластинчатых и шпатовых монокристаллов — члеников крино-
пластинчатых, часто складчатых, слоев в раковине устрицы; и — многослой-
ная раковина кардиума (пластинчатые и субпризматические слои); к, л —
сечения раковин гастропод (к — конус) — строение сложное, многослойное,
с субпластинчатыми и субпризматическими слоями и с микритовыми слоями,
возникающими в результате грануляции (распада) арагонитовых игл и во-
локон; ж—л — из Л. Кайе
2 Зак. 357
33
а б
0,5 мм
Рис. 7.13. Биокластовые, или биодетритовые, изве-
стняки:
а — криноидный, с брахиоподами, с цементом ре-
1енерации, средний карбон, Подмосковье; б —
пслециподовый, с песчаным заполнителем, ниж-
ний мел, Кавказ
Рис. 7.14. Известняки:
а — полидетритовый, в основном криноидно-фораминиферовый (текстул-
ляридовый), средний карбон (каширский ярус), Куйбышевская обл. (Ат-
лас..., ч. 2, 1969); б — копрогенный, или копролитовый (копролиты мол-
люсков), с мелкозернистым гранобтастовым известняковым цементом,
эоцен, Сев. Фергана (Осипова, 1956); в — оолиты, выделенные из ооли-
тового некрепкого известняка, плиоцен, Каракумы (Атлас..., ч. 2, 1969);
г — оолитовый известняк; оолиты росли в основном или частично в ста-
дию диагенеза, нижний мел, Копетдаг (Атлас..., ч. 2, 1969)
идей размером от 0,05 до 10—20 мм прямоугольной, пятиуголь-
ной, звездчатой и иной формы, игл морских ежей, т. е. имеют
крупно-, грубо- и гигакристаллическое строение, искристый из-
лом (раскалывание породы по спайным плоскостям кальцито-
вых кристаллов), из-за чего их принимают за мраморы. Когда
они отмыты от микритового заполнителя, то в порах развива-
ется регенерационный кальцитовый цемент, продолжающий в
пространстве кристаллическую решетку членика. В этом слож-
ном, как бы составном кристалле биогенная часть остается
мутноватой за счет первичной перфорированности кристалла, а
наросшая, регенерационная, — чистой, бесцветной. Спайные
трещинки и двойники у этих частей общие. Слоистость кри-
ноидных известняков часто крупная косая или волнистая, пла-
сты от тонких (миллиметровых) до мощных (метровых). Обыч-
на примесь других биокластов: в палеозое — брахиоподовых,
мшанковых, водорослевых, в мезозое — чаще всего мшанковых,
пелециподовых, в кайнозое — пелециподовых, серпуловых, во-
дорослевых.
Пелециподовые биокластовые известняки чаще встречаются
в мезозойско-кайнозойских отложениях; они состоят обычно из
уплощенных, нередко окатанных обломков раковин, помещен-
ных в песчаный заполнитель (рис. 7.13,6). К склонам биогерм-
ных массивов и рифов приурочены коралловые, водорослевые
и другие биокластовые известняки, часто с первично-наклонной
слоистостью.
В американской литературе биокластовые известняки отно-
сят к калькаренитам, если они песчаной размерности и отмыты
от микрита, и к биорудитам, если размер обломков дресвяный
или гравийный. Поскольку термин «калькаренит» относится и
к обломочным известнякам, его лучше применять с приставкой
«био-», т. е. как «биокалькаренит», а точнее, как «известняк
биокалькаренитовый», поскольку в русской терминологии эти
термины удобнее употреблять как прилагательные.
7.5.1.4. Сфероагрегатные известняки. Структурными элемен-
тами сфероагрегатных известняков являются оолиты (мельче
2,0 мм), пизолиты, или горошины (2—5 мм и более), сфероли-
ты, псевдооолиты (без ясной концентричности), конкреции, уз-
лы, или желваки, а также, вероятно, принадлежащие к этой
группе литотипов копролиты (пеллеты, см. рис. 7.14,5), онко-
литы и другие биохемогенные сфероагрегаты и, может быть,
сгустки. Соответственно называются структуры и сами извест-
няки: оолитовые, пизолитовые и т. д. Чаще всего они отмыты
от тонкого ила, т. е. являются аренитовыми, но иногда содержат
ил в большом количестве — это вакковые, или вакстоуновые
(по терминологии Р. Ж. Данхэма), известняки. Цемент чаще
всего кальцитовый, гранобластовый, довольно крупнокристалли-
ческий (0,05—0,5 мм и крупнее), нередко корочковый, в виде
«собачьих зубов», возникший явно позже отложения оолитов и
других сфероагрегатов. Тип цемента — заполнения пор, кон-
2*
35
Рис. 7.15. Известняки:
а — оолитовый, оолиты весьма удлиненные, по форме зародышевого зер-
на (Л. Кайе); б — сферолитовый, средний альб нижнего мела, юго-вос-
точный Кавказ (Атлас..., ч. 2, 1969), в центре сферолитов — комочки
микритового известняка, видны и не полностью образованные сферолиты
тактовый, обрастания или коронковый, иногда прорастания.
Слои по мощности от миллиметров до метров. Слоистость от-
сутствует или горизонтальная, волнистая и косая, обычно раз-
нонаправленная и варьирующая по крутизне наклона и мощно-
сти серий.
Оолитовые известняки — наиболее типичные из сфероагре-
гатных. Форма оолитов определяется формой зародышевого
зерна, но чаще она бывает шаровой или слабоэллипсоидальной
(рис. 7.14, в, г, Сортировка хорошая или средняя.
Оолитовая часть тонкая (1—2 слоя) или толстая (до 0,5 м),
в десятки слойков толщиной 0,01—0,03 мм. Структура этих
слойков микритовая, текстура беспорядочная, от этого они
темные, как бы некристаллические. По ним часто развиваются
вторичная игольчатая структура и радиальная текстура
(вследствие перекристаллизации), и оолит переходит в сферо-
лит с радиально-лучистым строением. При этом оолитовая, или
концентрически-слоистая, текстура оолита постепенно стирается.
Зародышевые зерна — песчинки силикатного, кварцевого или
любого иного состава, в том числе обломки раковин, комочки
известкового ила или обломки известняков. Сферолитовые из-
вестняки (рис. 7.15,6) более редки, они, в сущности, являются
преобразованием оолитовых в основном в стадию катагенеза.
Пизолитовые — это более крупные оолитовые, они также до-
вольно редки, если к ним не относить нечетко от них отличаю-
щиеся онколитовые, боболитовые и другие биосфероагрегатные
известняки.
Онколитовые известняки более уверенно отличаются от ооли-
товых и пизолитовых только при явном превышении размеров
сфероагрегатов (6—100 мм), большей их неправильности (см.
рис. 7.10, а) и «окончатом» строении (см. рис. 7.10,6), выра-
жающемся мелкими и микроскопическими пустотками, четко
выделяющимися светлым цветом (они заполняются более круп-
нокристаллическим гранобластовым кальцитом) на темном мик-
36
ритовом фоне межпустотной основной массы. Эти пустотки
возникают на месте тел или слоевищ водорослей после их «фос-
силизации» выпавшим на них хемогенным кальцитом. При рав-
ном с оолитами и пизолитами размере (боболиты, катаграфии
и др.) отличия становятся весьма неопределенными. Обстанов-
ка их формирования также сходна — подвижные, мелкие про-
гретые воды, взмучивающие как оолиты (например, на евпато-
рийском пляже), так и биосфероагрегаты. Последние при более
крупных размерах перекатываются по дну, и кальцит может
осаждаться на них со всех сторон, правда, часто не непрерыв-
ными оболочками. Онколиты образуются сине-зелеными и реже
багряными водорослями.
Псевдооолитовые известняки — довольно сборная группа,,
объединяющая породы, сложенные близкими к оолитам по раз-
меру (0,05—2 мм, реже крупнее) и форме сфероагрегатами, но-
без концентрического строения. Они возникают как сгустки хе-
могенного кальцита в илу (зачаточные конкреции), как копро-
литы без четкой формы, как комочки расчлененного волнением
полузатвердевшего ила, реже — обломков известняков, испы-
тавших биологическую (сверление водорослями и мшанками,
воздействие кислоты кишечника и т. д.), химическую или меха-
ническую (при соударениях) грануляцию, т. е. микритиЗацию
(распад крупных кристаллов или ориентированных агрегатов
биоскелетов на беспорядочный микрозернистый кальцит).
Копрогенные, или пеллетные, известняки, сложенные фека-
лиями (экскрементами) или копролитами (пеллетами) беспоз-
воночных — округлыми или цилиндрическими (0,05—1 мм) и
шнурковыми комочками ила, прошедшего через кишечник ило-
еда (рис. 7.14,6), залегают обычно небольшими линзами и
слоями в дециметры мощностью, но распространены широко.
Распознать этот генетический тип известняков помогают оди-
наковые размеры и форма, но породы могут быть и поликопро-
генными. Обцчна примесь биокластов.
Онколитовые, боболитовые, копрогенные известняки рассмат-
ривают и в группе биогенных пород.
Комковатые и сгустковые известняки намечают переход к
обломочным, и отнесение их к сфероагрегатным известнякам
условно. Комки и сгустки (0,05—2 мм и больше) близки к
псевдооолитовым, копрогенным, но отличаются расплывчатыми
контурами, довольно четкими у комков и более диффузными
(постепенный переход в «цемент» или основную массу) у сгу-
стков. Сортировка обычно плохая, цемент базального или по-
рового типа, чаще всего более крупнокристаллический по
сравнению с микритовыми комками и сгустками. По генезису,
вероятно, различны: это и дезинтеграция ила при сокращении
объема, зачатки конкреций, метасоматоз и участковая пере-
кристаллизация, бактериальная деятельность и т. д.
Конкреционные, желваковые и узловатые известняки сходны
со многими вышеописанными типами и отличаются от них, мо-
37
жет быть, только большими размерами (до 10—20 см) сферо-
агрегатов. Конкреции правильные, шаровые, эллипсоидальные,
однородные или концентрически-слоистые, с четкими контурами
или, у желваков и узлов, неправильные, с шероховатой и как
бы изъеденной поверхностью, с разной степенью сортировки и
сгруженности, нередко заметно переотложенные, с известковым
обломочным или хемогенным заполнителем и цементом, но ча-
сто также и с силикатным песчаным и глинистым заполнителем.
Мощность обычно дециметровая и метровая, пласты чаще лин-
зовидные. Близки к литотипу немецкие «кнотенкальк» («узло-
ватые известняки»), американские «нодулярные известняки» и
«аммснитико россо», хотя все эти типы можно рассматривать
и как обломочные.
7.5.1.5. Обломочные известняки, или кластокальколиты. По
существу, это обломочные породы, более чем наполовину сло-
женные обломками известняков. Чаще всего они чисто извест-
няковые. От биокластовых отличаются тем, что обломки, или
класты, — кусочки литифицированных пород или осадков, а не
обломки раковин или скелетных остатков. Если кластировался
биоморфный известняк, например ракушняк, то обычно у рако-
вин сохраняется (не отпадает) цемент взломанной породы.
Скопления таких обломков следует относить к обломочным, а
не к биокластовым известнякам.
Обломочные известняки представлены всеми гранулометри-
ческими типами обломочных пород как по размеру обломков,
так и по их окатанности и сортировке, не говоря уже о всех
текстурных типах. Только термины, отражающие эти структур-
ные стороны, употребляются не как существительные, а как
прилагательные. Например, известняк брекчиевый (крупно-,
средне- и мелкобрекчиевый), галечный (крупно-, средне- и мел-
когалечный), глыбовый, блоковый, валунный, гравийный, дрес-
вяный, песчаный и алевритовый. Различают заполнитель и це-
мент. Заполнители могут быть как известковыми, так и песча-
но-силикатными и глинистыми, а цементы — карбонатными,
глинистыми и железистыми. Мощности варьируют от сантимет-
ров до многих десятков метров.
Генетически кластокальколиты, аренитовые и вакковые, весь-
ма разнообразны. Господствуют механогенные коллювиальные
(наземные и подводные), карстовые, эоловые, аллювиальные,
подводно-элювиальные, прибойные, турбидитные (у американ-
цев — аллодапиковые), донно-флювиальные и др.
7.5.1.6. Известняки натечные и травертиновые. Из-за отсут-
ствия удовлетворительных морфологических терминов и невоз-
можности вполне обоснованного отнесения как к вышеописан-
ным литотипам (7.5.1.1—5), так и к следующему типу (7.5.1.7)
приходится пользоваться генетическими понятиями.
Натечные известняки — травертины и некоторые известко-
вые туфы — формируются в пещерах и у выхода источников,
по берегам озер. Это ограниченные в пространстве тела мощ-
38
ностью до десятков метров. Известняки белые и желтоватые,,
микритовые, колломорфные, радиально-игольчатые, концентри-
чески-слоистые, часто ленточные, довольно пористые и более
плотные, крепкие, образующие в пещерах живописные много-
ярусные стенки и колонны (сталактиты, сталагмиты и сталаг-
маты — соединившиеся сталактиты и сталагмиты), а также
холмы и купола по берегам озер. Используются как декоратив-
ный камень.
Известковыми туфами называют более пористые, часто губ-
чатые известняки, образующиеся у выхода источников осажде-
нием извести на листьях и ветках растений, иногда на траве в
реках. Строение таких известняков часто сетчатое, крепость,
слабая, обычны полурыхлые туфы. Обильны отпечатки листьев.
Структура микритовая. Мощность достигает десятков метров.
Используются как строительный камень.
7.5.1.7. Известняки кристаллические гранобластовые. Назва-
ние неудачное, но лучшего пока нет. Их можно назвать гене-
тически — как «вторичные», «перекристаллизованные», ибо
практически во всех литотипах мы встречаемся с метаморфи-
ческими карбонатолитами, только преобразование (метамор-
физм) их произошло при сравнительно низких температурах и
давлении, часто в раннем катагенезе или даже в стадию диа-
генеза. Мелкозернистые известняки — уже перекристаллизо-
ванные, так как химически осажденные — тонкомикрозернис-
тые. Тем более перекристаллизованными следует считать сред-
не-, крупно-, грубо- и гигакристаллические известняки (рис.
7.4,а), часто это уже мраморы, в которых кристаллы кальцита
обычно полисинтетически сдвойникованы, структура четко гра-
нобластовая. Большинство таких известняков разнозернисты.
Сохраняются реликтовые обломочные, биоморфные, оолитовые
и другие сфероагрегатные структуры, но нередко они стира-
ются полностью. Перекристаллизации способствуют повышение
температуры и давления, покисление среды, наличие пор и пу-
стот, песчаная примесь. Наоборот, тонкорассеянная, глинистая,
органическая, железная и другие примеси консервируют микро-
кристаллическую структуру и мешают перекристаллизации.
С увеличением степени перекристаллизации уменьшается раз-
нозернистость, хотя в начале процесса она часто возрастает.
Известняки гранулированные — микритовые, поэтому под
микроскопом целиком, но чаще участками темные, — образу-
ются как вторичные в результате противоположного перекри-
сталлизации процесса грануляции — распада крупных кристал-
лов или упорядоченного по строению биофрагмента на агрегат
беспорядочно ориентированных микро- и ультрамикрозернистых
кристаллитов. Обычно вторично микритовые известняки имеют
небольшие объемы — сантиметры, дециметры. Грануляция мо-
жет быть механической (от соударения зерен при волнении или
перекатывании), химической (при повышении pH — быстрая и
обильная садка кальцита), биохимической (в кишечнике илое-
39
лов и т. п.), а также результатом сверления и другого воздей-
ствия водорослей, мшанок и других прикрепляющихся организ-
мов и наступает при разрушении одевающего скелетные кри-
сталлиты (волокна, иголочки) органического вещества. Изредка
устанавливается в известняках чередование стадий перекристал-
лизации и грануляции.
Известняки- замещения распространены широко и развива-
ются в виде гнезд, линз или небольших пластов по другим ти-
пам известняков, доломитам («известняки раздоломичивания»),
кремням, песчаникам, туфам, углям и другим породам. Извест-
няки раздоломичивания образуются в присутствии сернокислых
вод; для объяснения М. С. Швецов (1958, с. 284) и другие при-
водят реакцию Гайдингера CaM.g(CO3)2+CaSO4=2CaCO3 +
+MgSO4, хотя при этом возникают вопросы, например: куда
девается сульфат магния? М. С. Швецов более склонен был к
субаэральному выветриванию как к процессу раздоломичива-
ния: вадозные воды растворяют доломит и осаждают кальцит.
Такие вторичные известняки весьма крепкие, крупнокристалли-
ческие, буроватые и отмечаются в обнажениях в виде характер-
ных чужеродных наростов. При замещении, сначала происхо-
дящем по трещинам, порода становится ячеистой: в ячейках
еще сохраняются целики доломита, часто с закругленными уг-
лами, поэтому они нередко принимаются за гальки. Остатки
доломита иногда сохраняются и в кристаллах кальцита.
Известняки доломитизированные (см. рис. 2.5, 16), окремне-
лые, сульфатизированные (загипсованные), фосфатизированные
и некоторые иные — также вторичные, хотя метасоматоз про-
исходит на разных стадиях — в диа-, ката-, мета- и гипергене-
зе (Аскоченский, Семенов, 1974; Семенов и др., 1980; Чилингар
и др., 1971). Он может привести к полному замещению извест-
няка, тогда породу следует относить к определенной группе
осадочных пород уже по вторичным минералам, причем поро-
гом служит 50%-е содержание минерала. Доломитизация за-
ключается в развитии ромбоэдров доломита, часто придающих
породе гипидиобластовую структуру. Окремнение приводит к
образованию текстур замещения — извилистых зон и участков
разной степени окремнения, часто макроскопически отличаю-
щихся вариациями цвета. /
7.5.2. ДОЛОМИТЫ, ИЛИ ДОЛОМИТОЛИТЫ
Впервые доломит был описан в Тироле (Австрия), а назва-
ние ему дано в 1792 г. Х.-Б. Сосюром (Saussure) в честь одного
из первых его исследователей — Долимэ (Петтиджон, 1981,
с. 451). По распространенности доломит лишь немного уступает
известнякам. Например, в чехле Русской платформы соотноше-
ние 17,6:10,2% (Ронов и др., 1969; Геохимия..., 1983). В докемб-
рии доломиты преобладают над известняками.
40
Хотя по петрографическому и литологическому разнообра-
зию доломитолиты (долостоуны — в литературе США), или,
привычнее, доломиты (как породы), сильно уступают извест-
някам, но среди них могут быть выделены почти все структур-
ные группы последних. Однако если среди известняков резко-
преобладают биоморфные, то доломиты в основном кристалли-
чески-зернистые гранобластовые, что говорит о преимуществен-
ной их хемогенности. Рассмотрим их структурные типы в той
же последовательности, что и известняковые.
7.5.2.1. Микрозернистые доломиты (микродоломитолиты) —
белые, желтоватые, реже темно-серые, красные, пелитоморфные
землистые или фарфоровидные, неслоистые или тонкослоистые,
по составу чаще всего чистые, плотные, однако нередко с ка-
вернами, крепкие, без включений, или с участками гипса, ан-
гидрита, целестина, флюорита, изредка с отпечатками мелких,
явно угнетенных брахиопод (пермь, бассейн Волги).
Петротип широко распространен в докембрии и палеозое,
обычен в мезозойско-кайнозойских эвапоритовых и других фор-
мациях, слагает мощные слои и толщи, под микроскопом видна
четкая микрогранобластовая структура, размер зерен чаще все-
го мельче 0,01 мм. Более крупнозернистые (0,01—0,05 мм),
вероятно, в основном перекристаллизованные первичные доломи-
ты. Все эти признаки свидетельствуют о хемогенности микро-
доломитолитов. Они обычно чисты от терригенной примеси, не-
значительно и содержание кальцита, чаще всего он отсутствует.
Если содержится глинистая примесь, то это типоморфные для
аридного литогенеза палыгорскиты, сепиолиты, монтморилло-
ниты.
Другой тип — темно-серые и серые пласты (0,1—1,0 м) и
конкреции микритовых доломитов из угленосных и других
прибрежно-морских толщ гумидных формаций, возникших явно
в стадию диагенеза. Они заметно глинистые, нередко слабоалев-
ритовые, часто с тем или иным количеством железистого кар-
боната в виде изоморфной примеси в доломитовой молекуле, а
также в виде анкеритовых и сидеритовых микрозерен.
Мергели доломитовые, или домериты (по предложению
Д. Л. Кайо, Р. Э. Эйнасто и др.), — редкие породы, уже своей
редкостью указывающие на малые возможности смешения гли-
нистого и доломитового веществ. Цвет их светло-серый, зеле-
новатый, желтоватый, серый, реже темно-серый. Структура рав-
нозернистая, микрогранобластовая. Помимо типоморфных арид-
ных (магнезиальных силикатов) глинистых минералов встреча-
ются монтмориллониты, хлориты, гидрослюды, зерна кварца,
аутигенного полевого шпата. Мергели одного типа переслаива-
ются с чистыми доломитами, другие — парагенетически связаны
с песчано-глинистыми отложениями.
7.5.2.2. Биоморфные доломиты (биодоломитолиты). Хотя в
скелетных остатках некоторых организмов (водорослей, корал-
лов) содержится магнезиальный карбонат в количестве первых
41
(до 16) процентов, организмы тем не менее не строят скелет из
доломита. Только одна группа организмов — сине-зеленые во-
доросли — осаждала в массовом количестве доломит, преиму-
щественно в докембрии. Но карбонатная, в том числе и доло-
митовая, фоссилизация их — не физиологический, а химический
процесс, и осаждение доломита с помощью водорослей обус-
ловлено общим высоким щелочным резервом докембрийских
вод и условиями возможности химической садки без участия
водорослей. Последние только сдвигают равновесие бикарбона-
та и монокарбоната в локальном участке вокруг тела водоросли
в сторону последнего. Поэтому для водоросли не имеет особого
значения, что осаждать — кальцит или доломит. Это выража-
ется в полном тождестве доломитовых водорослевых построек
с известковыми: столбчатых, грибообразных, ветвистых, конусо-
видных строматолитов, неправильно волнисто-слоистых корок
и покровов, а также и онколитов. Мощности (высота) биостро-
мов и биогермов — метры, десятки метров. Внутренняя струк-
тура также одинакова: микритовая, со светлыми глазками, не-
редко расположенными субрегулярно.
Помимо этих первичных встречаются и вторичные биогерм-
ные доломиты, возникающие при доломизации коралловых,
строматопорОвых, водорослевых известковых биогермов и боль-
шем или меньшем, но, как правило, постседиментационном
замещении кальцита доломитом. Границы таких доломитов се-
кут слоистость, размеры их — от сантиметровых до мет-
ровых.
Раковинные (брахиоподовые, пелециподовые и др.) доломи-
ты также вторичные, метасоматические, образующиеся при суб-
аэральном метасоматозе лагунными водами (выветривание), а
также в стадии диагенеза и катагенеза. Обычно они неоднород-
ные, с инкрустационными текстурами, пустотами и часто бими-
неральные, известково-доломитовые.
Биокластовые доломиты также в основном вторичные —
магниевые метасоматиты по биокластовым известнякам.
7.5.2.3. Сфероагрегатные доломиты. Эта группа литотипов
представлена оолитовыми, псевдооолитовыми (рис. 7.16, а) сфе-
ролитовыми, комковатыми, сгустковыми, копролитовыми, а
также онколитовыми и изредка конкреционными доломитами,
-сходными с соответствующими известняками (см. 7.5.1.4), но
менее распространенными. Обычно они светлые, подразделяют-
ся на первичные, образовавшиеся в стадии седиментогенеза или
^самого раннего гипергенеза, и вторичные, катагенетические.
'Сравнительно редки.
7.5.2.4. Обломочные доломиты, или кластодоломитолиты, —
'брекчиевые, дресвяные, гравийные и песчаные — встречаются
не часто и приурочены главным образом к эвапоритовым тол-
щам, в которых брекчии обрушения кровли развиваются после
растворения и выноса солей, т. е. в диа- и катагенезе. Обычно
42
Рис. 7.16. Доломиты (Атлас..., ч. 2, 1969):
а — оолитовый, с тонкокристаллическим доломитовым цементом, микро-
стилолитовые швы, венд, север Красноярского края, р. Котуйкан; б —•
обломочный, плоскогалечный, с известково-доломитовым цементом, ниж-
ний ордовик, р. Оленек, Сибирь; в — среднезернистый, идиоморфнозер-
нистый, ромбоэдрический, известковый, с гидроокислами железа (темное),
вероятно, вторичный — результат доломитизации (?) или раздоломичи-
вания (?), палеозой, Ленинградская обл., г — среднезернистый, гипидио-
гранобластовый или гипидиозернистый, вторичный, с битумами, нижний
кембрий, Восточная Сибирь, р. Нижняя Тунгуска
они лишены силикатно-кварцевой терригенной примеси, в ос-
тальном аналогичны обломочным известнякам.
7.5.2.5. Доломиты кристаллические гранобластовые и гипи-
диобластовые. Наряду с микрозернистыми это вторая основная
структурная группа доломитов. Иначе ее можно назвать вто-
ричными доломитами, как и аналогичную группу известняков
(см. 7.5.1.7): если тонко-мелкозернистые доломиты — перекри-
сталлизованные, тем более это относится к средне-, крупно- и
грубокристаллическим, которые являются доломитовыми мра-
морами. Они часто образуются как доломиты замещения, ко-
торые нередко наследуют текстуры, цвет замещений породы
(обычно известняка), сохраняя теневые (реликтовые, как бы
«просвечивающие») и первичные структуры: биоморфные, сфе-
роагрегатные, обломочные и др. Структура доломита часто тор-
цовая, т. е. гранобластовая с простой, субромбоэдрической фор-
мой зерен, нередко переходящей в гипидиобластовую, когда
многие зерна доломита или большая часть их идиоморфные,
или эвгедральные, ромбоэдрические (рис. 7.17, в, г). Эта струк-
тура указывает на нечисто доломитовый состав, т. е. на при-
43
•4 I
Рис. 7.17. Родохрозитолиты (а, б — олигоцен): Северный Урал, Полуноч-
ное месторождение — а и Сев. Кавказ, Лабинское месторождение — б;
в — магнезитолиты замещения (рифей, Саткинские месторождения, Баш-
кирия, Урал) иг — сидеритовая конкреция — септария, линзовидная,
образовавшаяся вокруг раковины аммонита (нижний мел, Таджикистан,
из М. С. Швецова, 1958); а—в — из Атласа..., ч. 2, 1969
сутствие остаточного кальцита (50—10%) ангедральной (не-
идиоморфной) структуры, или на то, что доломит двух генера-
ций: идиоморфный развился рано, еще в малодоломитистом из-
вестняке, а другая, часто и большая доля доломита заместила
оставшуюся часть кальцита, нередко значительно позже, напри-
мер в катагенезе. Известковое вещество сохраняется не только
между идиоморфными кристаллами доломита, но и внутри них,
в виде зон ромбоэдров. Они хорошо выявляются окрашивани-
ем, так как протравливаются соляной кислотой, добавленной в
краситель, который они и задерживают на этой корродирован-
ной поверхности. Из других минералов — обычные для доло-
митов примеси халцедона, кварца, гипса, целестина и флюори-
та. Эти доломиты обычно кавернозные, с микро- и макропусто-
тами неправильных очертаний, как первичных, так и возник-
ших при доломитизации за счет меньшего объема доломита по
сравнению с объемом известняка (на 12% при 100%-м замеще-
нии). Эти каверны нередко заполнены нефтью или твердыми
битумами.
44
7.5.3. СИДЕРИТЫ, ИЛИ СИДЕРИТОЛИТЫ
Сидериты (греч. «сидер» — железо), или, точнее, сидерито-
литы, — третья по распространенности группа карбонатных по-
род, встречающаяся от архея до современности. Цвет их се-
рый и темно-серый, часто красный и вишнево-красный, особен-
но в корке выветривания (окисление). Структуры варьируют
от визуально незернистых (пелитоморфные или афанитовые)
до крупно- и гигакристаллических у метасоматических докем-
брийских (рифей Башкирии, бакальская свита) и сферолито-
вых, изредка биоморфных — метасоматических и диагенетиче-
ских: пелециподовых, цефалоподовых, коралловых, фитоморф-
ных и др. Форма кристаллов субромбоэдрическая или волокнис-
тая и игольчатая в сферолитах. Полисинтетические двойники не
характерны. Текстуры неслоистые, в докембрии — первично-
или реликтово-слоистые. Помимо чистых чаще встречаются си-
дериты с примесями других карбонатов (доломита, анкерита,-
кальцита и членов изоморфного ряда сидерит—магнезит), гид-
рогетита, гематита, пирита, кварца, шамозита и других лепто-
хлоритов, стильпномелана, глинистого и алеврито-песчаного ма-
териала. Узнаются по большому удельному весу.
Геологическая форма сидеритолитов разнообразна. Наибо-
лее распространены конкреционные сидериты, особенно харак-
терные для угленосных и других гумидных сероцветных фор-
маций (Зарицкий, 1970; Конкреции..., 1970, 1977, 1983; Фро-
лов, 1958, 1970). Форма конкреций от шаровой (сферосидери-
ты), эллипсоидальной и пальцевидной до линзовидной и плас-
товой, мощностью 1—20 см, реже — до 1 м. Цвет темно-серый
и серый, структура пелитоморфная и тонкозернистая, нередко
сферолитовая волокнистая, текстура неслоистая, реже концент-
рически-слоистая и реликтово-слоистая. Обычны глинистая,
алевритовая и песчаная примеси. Нередки радиальные и суб-
концентрические трещины (до 1—2 см) синерезиса, заполнен-
ные карбонатными минералами и часто из центра конкреций
проникающие на их периферию. Тогда конкреция-септария
(септы — перегородки, представляющие собой жилки — запол-
нения трещин синерезиса) становится похожей на черепаху
(рис. 7.17,г).
Биоморфные сидериты также возникают в стадию диагенеза
в восстановительных условиях, которые наступают быстро вслед
за осадконакоплением в темных глинистых морских или лагун-
ных толщах, богатых органическим веществом. Сидерит цемен-
тирует пористые слои ракушников, например в нижней и сред-
ней юре Кавказа и Крыма, а иногда и коралловый биогерм
(батские биогермы высотой до 14 м в темно-серых глинах рай-
она Судака). В последнем случае из-за большой внутрикорал-
литовой и межкораллитовой пористости в породе не меньше
60—75% сидерита. Можно различать два петротипа: с кальци-
товыми и сидеритизированными биоскелетами.
45
Кристаллические гранобластовые сидеритолиты уже по сво-
ей крупнозернистой (0,05—10 мм и больше) структуре должны
рассматриваться как своеобразные метаморфические породы,
хотя их перекристаллизация происходила еще в стратисфере,
т. е. задолго до метаморфизма в его узком понимании. При-
мером могут служить крупнейшие рифейские толщи (пласты в
десятки метров) бакальской свиты Башкирии, которые образо-
вались в результате метасоматоза по доломитам и сохранили
слоистую текстуру материнских пород.
Другим петротипом следует считать архейские и протеро-
зойские сидериты джеспилитовых формаций. В них сидерит так-
же крупно- и глубококристаллический, т. е. явно перекристал-
лизованный, парагенетически связан с магнетитом и кварцем и
вместе с ними образует сидеритово-магнетито-кварцевую ассо-
циацию железистых кварцитов и железных руд.
Анкерит о литы минералогически ближе к доломитам, а гене-
.тически — к сидеритам: они также образуют сферические, эл-
липсоидальные, линзовидные и пластовые конкреции в глинах,
алевролитах и песчаниках угленосных и других прибрежно-мор-
ских и более глубоководных сероцветных, т. е. гумидных, фор-
маций, например в карбоне Донбасса и юре Кавказа. Структу-
ра их микро-, тонко-, мелко- и среднезернистая, гранобластовая
и сферолитовая, примеси — глинистая, алевритовая или песча-
ная. В последнем случае структура анкерита более крупнозер-
нистая.
7.5.4. МАГНЕЗИТЫ, ИЛИ МАГНЕЗИТОЛИТЫ
Магнезитолиты белые или серые, окрашенные органическим
веществом, пелитоморфные и яснокристаллические (рис. 7.17, в),
вплоть до гигакристаллических гранобластовых, неслоистые
или с реликтовой слоистостью, тяготеющие к эвапоритовым
формациям. Наиболее распространены два петротипа: пелито-
морфный белый, часто брекчиевый, мощностью, редко превы-
шающей 1 м, образующийся чаще всего при высокой солено-
сти (вблизи стадии насыщения раствора NaCl) и значительном
содержании MgSO4, и яснокристаллические, до гигакристалли-
ческих (кристаллы субромбоэдрические до 2—3 см), серые и
светло-серые, с реликтовой тонкой слоистостью замещенного
доломита, с сохранением черного органического пигмента, под-
черкивающего слоистость. Образует мощные (в десятки мет-
ров) пласты и линзы, группирующиеся в доломитово-магнезито-
вую формацию (до 400 м) рифея Башкирского антиклинория
(г. Сатка). В Саткинских карьерах можно видеть вертикаль-
ные границы между магнезитами и вмещающими их темно-се-
рыми доломитами, однозначно указывающими на магниевый
метасоматоз доломитов при довольно высокой температуре (Ан-
фимов и др., 1983). Источником магния, вероятно, были доло-
миты соседних участков, где он высвобождался из доломитов.
46
7.5.5. МАНГАНОЛИТЫ
Карбонаты марганца — родохрозиты МпСОз — часто каль-
циевые (МпСа)СОз, олигониты (МпРе)Соз и манганокальциты
(СаМп)СОз — бесцветные или розоватые, часто с черными ден-
дритами и пятнами окислов марганца, пелитоморфные землис-
тые и сферолитовые (рис. 7.17,6), оолитовые (рис. 7.17, а) и
пизолитовые, слагают пласты мощностью обычно менее 1 м или,
до 2—3 м, залегающие среди кремневых, например спонголи-
товых, пород и с приближением к берегу сменяющиеся окисны-
ми манганолитами. Главнейшая марганцевая эпоха — поздний
олигоцен (Никополь, Чиатура, Лаба, Мангышлак, Полуночное
и другие месторождения восточного склона Урала).
7.6. ГЕОЛОГИЯ КАРБОНАТОЛИТОВ
Карбонатолиты — одна из четырех основных формациеобра-
зующих групп осадочных пород, слагают рифовые, планктоно-
генные и хемогенные материково-морские и океанские (напри-
мер, меловые, мергельные), флишевые, ряд шельфовых и гео-
синклинальных формаций и входят в качестве важных и фа-
культативных элементов в другие, что отражает их высокий
(17—20%) кларк в стратисфере и разнообразие географичес-
ких обстановок формирования (см. 7.7).
Элементарные тела карбонатных пород по форме и размеру
весьма разные. Их толщина, или мощность, варьирует от мил-
лиметров до десятков и, возможно, первых сотен метров (в ри-
фах). Протяженность от небольшой (метры — десятки метров
в биогермах) до сотен километров (во флише, в океанских
планктоногенных формациях). Форма тел изометричная шаро-
вая (диаметром до 5 м и больше), эллипсоидальная, линзо-
видная, столбовая и холмовая, а также наиболее типичная пла-
щеобразная. Анизотропия тел выражена четко в градационных
обломочных известняках (уменьшение величины зерна вверх
по пласту от подошвы к кровле), почти неразличима в рифах,
обвальных брекчиях. Но и в них по скелетным остаткам можно
установить вертикальный вектор и определить верх и низ плас-
та. Например, коралловые колонии выпуклы кверху, водорос-
левые холмы и столбы наряду с выпуклостью кверху еще и
расширяются грибообразно, а разделяющие их понижения узко-
сжатые, V-образные. Можно найти вертикальный вектор и в
ракушняках и других породах. Нередко кровля обозначена об-
разованием твердого дна, или панциря, и другими признаками
элювиирования: трещинами усыхания и другого сокращения
объема, следами зарывания животных, каменистыми развала-
ми, покраснением в результате окисления железистых соеди-
нений.
Парагенетические ассоциации карбонатолитов разнообраз-
ны, и наиболее четкие из них имеют циклитовый тип. Циклич-
47
ность, или, правильнее, циклитовость, во флишевых, планкто-
ногенных, эвапоритовых и некоторых других формациях выра-
жена четко, и карбонатные породы строят эти элементарные
парагенезы целиком или залегают в разных частях циклита: в
основании, в средней части или в кровле. Чаще всего циклиты
прогрессивные (см. гл. 17), нормальные: величина зерна по-
степенно уменьшается от подошвы к кровле, в результате чего
градационная слоистость становится основной внутренней тек-
стурой циклита. В эвапоритовых формациях в основании цик-
литов залегают хемогенные известняки, сменяющиеся выше до-
ломитами, затем сульфатолитами (гипсом, ангидритом и др.),
каменной и другими солями. Мощность циклитов меняется от
сантиметров до десятков метров (Уилсон, 1980; Чалышев, Сор-
вачев, 1977; Фролов, 1984). Мезо- и макроциклиты, состоящие
из множества элементарных, имеют мощность во многие десят-
ки и сотни метров.
Менее правильна цикличность платформенных карбонатных
пород, и даже малые (сантиметры — дециметры) циклиты ин-
дивидуальны и отвечают длительным циклам седиментации
(Кальо и др., 1977; Никитин, 1990; Ноинский, 1913; Пылма,
1982; Татарский, 1939; Тихомиров, 1967; Теодорович, 1950;
Хворова, 1953; Швецов, 1938; и др.). Элементами монопород-
ных, например известняковых, циклитов служат разные литоти-
пы известняков — обломочные, биогермные, раковинные, хемо-
генные и т. д. Обычны бипородные циклиты, например извест-
няково-доломитовые. Нередко циклиты ограничены поверхно-
стями подводного или надводного перерыва, что часто выра-
жается образованием панцирей и других типов подводного элю-
вия, указывающим на замкнутый, вернее, законченный цикл
явлений, состоящий из двух сложных полисобытийных фаз: се-
диментации и подводного выветривания.
Часто карбонатные породы массивны, однообразны, не об-
наруживают ясного расчленения на более элементарные тела и
вхождения в качестве какого-то элемента в более крупные па-
рагенетические ассоциации циклитового характера. Это отно-
сится прежде всего к рифовым массивам, достигающим высоты
в сотни метров. Однако тщательное изучение позволяет наме-
тить в них циклическую смену литотипов и, кроме того, опре-
делить тот ранг циклита, которому они подчинены как его эле-
мент. Это может быть мезо- или макроциклит.
Выделяют (Фролов, 1984) три типа рифовых формаций:
шельфовые, или формации барьерных рифов, атолловые и бере-
говые. Они отвечают разным тектоническим и географическим
обстановкам, но имеют во многом сходный генетический состав.
Обязательным генетическим типом выступают биогермы — ко-
ралловые, водорослевые, мшанковые, пелециподовые, гастропо-
довые, губковые, серпуловые, фораминиферовые и др.; почти
всегда с ними ассоциируются биостромы, обвальные и другие
коллювиальные, а также турбидитовые и лагунные известняко-
48
вые и реже доломитовые отложения и элювиальные образова-
ния, тоже карбонатные.
Планктоногенные известняковые формации наиболее типич-
но развиты с мела, особенно со второй его половины, когда по-
родообразующими становятся глобигерины и кокколитофориды.
Эти породы, как и формации, широко распространены на плат-
формах, в геосинклиналях и океане и продолжают формиро-
ваться ныне. Хемогенные известняки и доломиты,, а также маг-
незиты и сидериты распространены в докембрии. В палеозое
химическим способом осаждаются из морской воды лишь из-
вестняки и доломиты, и с тех пор доля их в карбонатонакопле-
нии все уменьшается, оттесняясь в водоемы с повышенной со-
леностью.
Из флишевых карбонатных формаций известны только из-
вестняковые, в типичном виде они встречаются лишь с юры,
широко распространены в верхнем мелу и палеогене, но про-
должают формироваться и поныне-. Шельфовые органогенные
известняки, доломиты и соответствующие формации известны с
позднего протерозоя и продолжают образовываться до настоя-
щего времени. В более древних из них заметно участие хемо-
генных типов этих пород.
Карбонатолиты — одна из наиболее заметно эволюциониру-
ющих в истории Земли групп осадочных пород. Их эволюцию
лучше рассмотреть вместе с проблемой происхождения (7.7).
7.7. ПРОИСХОЖДЕНИЕ КАРБОНАТНЫХ ПОРОД
Со времен Карла Линнея, когда карбонатные породы счи-
тались только биогенными, представления о их происхожде-
нии претерпели полный эволюционный цикл: с развитием геохи-
мии в начале XX в. (до 1940 г. — года выхода «Петрографии
осадочных пород» Л. В. Пустовалова) эта точка зрения прак-
тически была отвергнута, и почти все карбонатные породы
считались хемогенными. Явно же биогенные известняки объяв-
лялись недолговечными, эфемерными: если вода не насыщена
карбонатом кальция, т. е. невозможна химическая садка, то и
биогенно выделившийся карбонат все равно будет растворен и,
следовательно, не даст геологического результата — пласта
биокарбонатолита. Это один из многочисленных примеров ре-
дукционизма, т. е. подхода, при котором высшие формы дви-
жения материи — биологические, геологические — сводятся к
низшим — физическим или химическим. В данном случае это
выражалось в непонимании и недооценке роли живых организ-
мов, которые могут жить и производить минеральные массы в
известной мере вопреки химическим условиям среды, создавая
внутри тела свою среду и часто защищая предохраняющими от
растворения оболочками (например, кератиновыми у иголочек
многих раковин) скелетные остатки после смерти организма.
Геологический фактор проявляется, например, в массовом по-
49
вступлении или массивности биокомпонентов осадка, что доста-
точно быстро выводит его из агрессивной среды, например из
морской воды.
Реакцией на этот чисто химический подход были исследо-
вания Н. М. Страхова, Г. И. Бушинского и других советских
.литологов, которые к 50-м годам пришли к противоположному
выводу: в настоящее время и в фанерозое большая часть кар-
бонатных пород биогенна, а их химическая садка стала весьма
подавленной и незначительной. Тем самым литологическая
мысль, проделав полный цикл, совершив сначала отрицание и
затем отрицание отрицания, как бы вернулась к первоначаль-
ной, линнеевской, точке зрения, но уже на новом уровне наших
знаний, на новом витке спирали познания.
7.7.1. ИСТОЧНИК ВЕЩЕСТВА
Для образования карбонатолитов основной источник — за-
пасы гидросферы, которые постоянно пополняются материалом
терригенного сноса и гидротермами, как наземными, так и
подводными. Ежегодно с суши в моря поступает 558 млн т
(558-106 т) СаСО3, а запасы его в Мировом океане 171 250Х
Х109 т, что в сотни тысяч раз (на пять порядков) превышает
годовое поступление с суши практически из всех источников,
так как гидротермальный внос незначителен (Страхов, 1960—
1962, 1976; Страхов и др., 1976; Лисицын, 1974, 1978). Как и
для кремнезема, ежегодный внос карбонатов, таким образом,
практически никакого влияния на его осаждение не оказывает
и все источники их обезличиваются в запасах гидросферы.
Лишь в редких случаях и малых масштабах гидротермальный
источник извести непосредственно определяет образование кар-
бонатных пород — это травертины, или известковые туфы, го-
рячих источников Кавказа и других складчатых поясов Земли.
Но и здесь в основной своей массе минерализация этих источ-
ников не ювенильная, а мобилизованная в стратисфере и гид-
росфере. В целом валовая оценка вулканогенно-гидротермаль-
ного источника карбонатов не произведена.
Для образования обломочных известняков, естественно, не-
посредственным источником служат ранее возникшие карбонат-
ные породы и осадки, которые дезинтегрируются как непосред-
ственно после отложения (растущие рифы, свежие известко-
вые илы), так и спустя миллионы и сотни миллионов лет (пре-
имущественно на крутых склонах). При образовании конкреци-
онных карбонатолитов вещество мобилизуется из вмещающих
осадков, где оно находится как породообразующее или как
примесь, т. е. в рассеянном виде. Для метасоматических кар-
бонатолитов (известняки замещения, вторичные доломиты и др.)
вещество нередко приносится подземными водами издалека, но
обычно из частей одной формации. В ее пределах происходят
перераспределение и дифференциация вещества.
50
7.7.2. СПОСОБЫ ФОРМИРОВАНИЯ
По способам формирования карбонатолиты самые разнооб-
разные, и никакая другая группа осадочных (и вообще гор-
ных) пород не может сравниться с ними по генетическому мно-
гообразию. Это отражает исключительно большую биогенность
карбонатолитов, их среднюю химическую подвижность и боль-
шой кларк в стратисфере. Генетическое разнообразие отрази-
лось в богатстве структурных типов карбонатных пород, осо-
бенно известняков (см. 7.1).
В первом подходе карбонатные породы по способу образо-
вания делятся на вулканогенно-осадочные и экзогенно-осадоч-
ные. Вулканогенные карбонатолиты далее подразделяются на
эксплозивно-осадочные и гидротермные отложения. Группа
эксплозивно-осадочных отложений, или туфов, представлена
двумя типами известняков — брекчиями трубок взрыва, напри-
мер кимберлитами, и туфами притрубочных брекчий-, когда
энергия взрыва достигает поверхности Земли и интракрусталь-
ные брекчии из рвущих становятся наслоенными, супракрус-
тальными, т. е. выброшенными в воздух и отложениями вокруг
трубки. На Сибирской платформе они часто состоят из извест-
няков нижнего палеозоя, участвующих в составе чехла плат-
формы. Гидротермные отложения представлены отмеченными
выше известковыми туфами и травертинами (см. 7.5.1.6) —
отложениями горячих источников, отчасти условно относимых
к гидротермальным. Некоторые из них довольно поверхностные
и не горячие.
Экзогенно-осадочные карбонатные породы (см. генетическую
классификацию карбонатных пород) можно подразделить на
седиментационные, или первичные, и метасоматические, или
вторичные. Седиментационные карбонатолиты образуются как
осадки, выпадающие из воды и значительно реже — из воз-
духа. Различают три основных способа седиментации: химиче-
ский, биологический и механический.
Генетическая классификация карбонатных
пород (без вулканоосадочных)
А. Седиментогенные.
I. Биогенные.
1. Планктоногенные: фито-, зоогенные, бактериальные (?),
далее подразделяющиеся по группам организмов и по
фациальной обстановке (озерные, лагунные, западинно-
шельфовые, пелагические и др.).
2. Нектогенные: цефалоподовые и др.
3. Бентосогенные: фито-, зоогенные, биостромовые (ракуш-
няковые банки, водорослевые маты и др.), биогермовые,
далее подразделяются по группам организмов.
51
4. Копрогенные.
II. Хемогенные: активноводные (оолитовые, онколитовые и др.)
и тиховодные (микритовые) — пресноводные, лагунные,
шельфовые, пелагические.
III. Механогенные: коллювиальные, аллювиальные, пещерные,
водоемные, эоловые, прибойные, приливные, подводно-флю-
виальные'(донно-флювиальные, турбидитные и др.).
J5. Метасоматические и интракрустальные.
I. Элювиальные.
1а. Субаэральные.
1. Хемоэлювиальные — панцири карбонатные (калькреты
И др.).
2. Физический элювий — развалы каменистые карбонат-
ные.
3. Механический элювий — перлювий (горизонты конден-
сации — ветровые, водные).
16. Подводные.
1. Хемоэлювиальные — панцири («твердое дно»).
2. Физический элювий — развалы каменистые.
3. Механический элювий — подводный перлювий — гори-
зонты конденсации раковин, сидеритовых и других кар-
бонатных конкреций и желваков.
II. Пещерные и другие внутрикоровые брекчии растворения,
обрушения (например, при растворении солей) — доломи-
товые и др.
III. Постседиментогенные.
Ша. Диагенетические — конкреционные: изометричные кон-
креции, линзы, пласты.
III6. Катагенетические — конкреции, гнезда, участки, лин-
зы, пласты, собственно метасоматиты (при карбона-
тизации других пород), зоны раздоломичивания и т.д.
Шв. Метагенетические — участки метасоматоза, жилы,
гнезда.
Хемогенные карбонатные осадки образуются из пересыщен-
ных растворов (Наливкин, 1955—1956; Уилсон, 1980; Рухин,
1969; Berner, 1971). Карбонаты практически сразу возникают
как кристаллы, которые осаждаются под действием силы тяже-
сти по закону Стокса, как правило, не достигнув размера
0,001 мм. Они опускаются на дно весьма медленно, в тихих во-
дах, по пути могут частично или полностью раствориться в аг-
рессивных (ненасыщенных внизу) холодных водах. Поэтому
хемогенные осадки и породы микритовые, плотные, обычно
однородные и тонкослоистые, так как пересыщение чаще всего
достигается в теплые сезоны года, а это приводит к сезонной
слоистости. Однако было бы ошибкой все пелитоморфные, т. е.
микрозернистые, известняки и доломиты считать хемогенно-се-
диментогенными: они бывают механогенными, биогенными и ме-
тасоматическими (Осипова, 1956; Сапожников, 1951; Страхов,
1951, 1956; Страхов и др., 1954).
52
Помимо тиховодных довольно часто хемогенные известняки
и доломиты образуются в подвижных мелких водах, например
вблизи пляжа на поверхностях карбонатных банок и отмелей,
у выходов горячих источников. Известь или доломит выпадает
на взмученных песчинках, служащих зародышевыми центрами
оолитов и пизолитов. Несколько десятков концентрических слой-
ков свидетельствует о многократном повторении циклов хими-
ческой садки. За длительную историю формирования оолиты
абрадируются и снова наращиваются, причем новые слойки не-
редко несогласно накладываются на более древние — анало-
гично обычным слоям в осадочных толщах. Это дает возмож-
ность применять стратиграфический метод и для анализа исто-
рии формирования таких малых тел, как оолиты.
Оолиты или оолитоподобные сфероагрегаты формируются,
однако, и как биогенные, водорослевые образования, их четкие
различия пока не выявлены. Можно более уверенно относить к
водорослевым крупные сфероагрегаты (крупнее 5—6 мм), а
мелкие остаются генетически нерасчлененными. Следует иметь
в виду, что оолиты образуются и в стадию диагенеза, и при-
знаком их, вероятно, могут служить концентрические слойки,
прерывающиеся в местах контактов зерен при опоре их друг на
Друга.
Биогенные карбонатные осадки образуются двумя-тремя до-
вольно резко различающимися способами — осаждением ске-
летных остатков планктонных и нектонных организмов и бенто-
согенно. Планктоногенными являются микритовые, визуально
незернистые, пелитоморфные известковые осадки и породы: на-
нопланктонные кокколитовые (Архангельский, 1912; Кеннет,
1987; Лисицын, 1974, 1978; Шепард, 1984; Шумейко, 1971;
Deep-water..., 1977; и др.), например писчий мел и многие мер-
гели; фораминиферовые, главным образом глобигериновые, —
некоторые виды мела, мергелей и др.; сферовые (кальцисфе-
ровые) — с существенным участием глобигериноподобных
сфер личиночной стадии водорослей, по-видимому, в основном
зеленых; птероподовые — из тонких и мелких (меньше 1 см)
двустворчатых раковинок крылоногих моллюсков, они обычно
примешиваются к другим литотипам; остракодовые — из дву-
створчатых раковинок (0,2—3 мм) рачков, также чаще всего
смешанного полибиокомпонентного состава.
Нектогенная группа представлена в основном цефалоподо-
выми, чаще всего аммонитовыми известняками, образующими
пласты (0,1—1 м, редко до 2—3 м), сконденсированные при
перемывании осадков, т. е. относящиеся уже ко вторичным,
«реликтово-вторичным», подводно-элювиальным, образованиям.
Они наиболее характерны для юры и мела.
Бентосогенные (бентогенные) известняки формируются сво-
бодно передвигающимися беспозвоночными и прикрепленным
бентосом. Первые образуют цельнораковинные известняки —
ракушняки-. пелециподовые, гастроподовые, брахиоподовые, а
53
также мелкораковинные нуммулитовые, фузулиновые и другие
фораминиферовые.
Самые замечательные известняки и отчасти доломиты фор-
мируются прикрепленным бентосом: кораллами, строматопори-
дами, водорослями (сине-зелеными, багряными, зелеными),
рудистами, устрицами и другими пелециподами, гастроподами
(неринеями и др.), окончатыми мшанками, губками, серпулами,
трубчатыми фораминиферами, рачками — балянусами. Они об-
разуют плоские тела — биостромы («биологические слои») и
столбообразные постройки — биогермы, достигающие десятков
метров высоты, а вместе с другими литотипами — рифовые
массивы в сотни метров высоты (см. 7.6). Это политеистические
парагенезы известняков, в которых биогермы образуют кар-
кас; с ними сочетаются ракушняковые банки, обвальные и дру-
гие коллювиальные, турбидитовые, планктоногенные лагунные
и механогенные известковые отложения (Агаджанян и др.,
1973; Задорожная и др., 1982; Королюк, 1952, 1985; Королюк
и др., 1975; Ископаемые..., 1973; Уилсон, 1980; Carbonate-
rocks..., 1975; Logan et al., 1974, 1984).
Помимо секреционного кальцита в биопостройках участвует
и часто преобладает кальцит, а также (в докембрии и отчасти
в нижнем палеозое) доломит «биохимический». Фактически это
чисто химический способ осаждения карбоната из пересыщен-
ной морской или пресной воды по схеме Са (НСО3)2->СаСО3| +
+ СО2 + Н2О. Также осаждается и доломит. Участие водорослей
состоит в поглощении СО2, из которого они строят свое орга-
ническое тело, т. е. им питаются. Но это и сдвигает карбонат-
ное равновесие в сторону малорастворимого монокарбоната, ко-
торый оказывается в состоянии пересыщения и выпадает на
водорослевых слоевищах, фоссилизируя их при жизни, а в баг-
ряных водорослях такой карбонат выпадает даже внутри кле-
ток, которые, таким образом, также оказываются фоссилизи-
рованными (см. рис. 7.10, ж). Чем более пышно развиваются
водоросли, тем больше, даже лавинообразно выпадают на них
и вокруг них хемогенный микритовый кальцит и доломит. Этот
седиментогенный карбонат с биологической структурой прак-
тически сразу становится твердым, что и объясняет каркасо-
образующую роль водорослевых известняков в теле биогерма и
рифа. Часто эту роль выполняют багряные водоросли.
Механогенные карбонатолиты по способу образования,
структуре и текстуре аналогичны обломочным породам (см.
7.1.5). Они относятся к коллювиальным, наземным и чаще под-
водным, приливным, волновым, прибрежно-флювиальным, дру-
гим отложениям шельфовых (Ball, 1967; Carozzi, 1960, 1970;
Cayeux, 1935; и др.) и более глубоководных течений, турбиди-
там и более редким эоловым перевеянным и навеянным (напри-
мер, эолиниты, или каличе), аллювиальным отложениям и под-
водному аллювию. Некоторые типы каличе формируются из из-
вестковой пыли, поднимаемой ветром в семиаридных областях
5.4
с известковых осадков и осаждаемой в других местах на влаж-
ной земле или задерживаемой стеблями растений. Аллювиаль-
ные обломочные известняковые осадки автору удалось описать
на берегу Миклухо-Маклая на Новой Гвинее, где довольно
протяженные реки (до 20 км) не прорезают полностью терра-
сированную толщу (30—70 м) береговых рифов и поэтому от-
кладывают валунный и песчаный аллювий чисто известнякового
состава. Таковы и речные выносы (подводный аллювий) в Но-
вогвинейское море. Подводно-коллювиальные и флювиальные,
известняковые брекчии, дресвяники, гравелиты, песчаники и
алевролиты широко распространены в карбонатном флише
верхнего мела и юры Кавказа, Карпат и Альп (Келлер, 1947;
Фролов, 1984; Чалышев, Сорвачев, 1977; Miall, 1984; и др.).
Аналогичные породы участвуют в строении рифовых массивов.
Своеобразным типом брекчиевых известняков и доломитов яв-
ляются линзовидные толщи, возникающие при обрушении сво-
дов пещер или кровли выщелоченных сульфатолитов и других
солей карбонатно-эвапоритовых формаций, например верхней
юры юга бывш. СССР. Обломочные известняки большинства
типов образуют ареал недалекого рассеяния вокруг массивов
известняков, реже они уносятся далеко, например турбидитны-
ми потоками и ветром. В европейской и американской литера-
туре турбидитные известняки песчаной структуры неудачно
называются аллодапическими, или аллодапиковыми.
Метасоматические карбонатные породы образуются как
элювий, чаще всего подводный, и при замещениях в постсе-
диментационные стадии. В виде известковых панцирей, которые
часто называют каличе, или калькреты, бичроки, они широко
распространены в семиаридных и аридных странах, например в
Австралии, Мексике, юго-западных штатах США. Мощность
единичных пластов достигает 1,5—2 м, а их толщи — 50 м.
Главный процесс их образования — подъем по капиллярам
грунтовых вод с раствором СаСОз, который при испарении во-
ды выпадает в твердую фазу в верхней части почвы, осадков
и пород, цементирует их и постепенно наращивает сверху, так
как ранее отложенная кальцитовая корка также пронизана ка-
пиллярами. Этот процесс может сопровождаться и отложением
известковой пыли, т. е. накоплением эолинитов.
Известковые панцири, известные под названием твердого
дна, широко образуются под водой, чему способствуют быст-
рое твердение известкового ила, действие морской воды и био-
са. Все это интенсифицируется при перерывах осадконакопле-
ния, весьма обычных и под водой. Через верхний слой осадка
(0,2—0,5 м и больше) происходит интенсивный обмен с над-
донной водой веществом и энергией, особенно под влиянием
бактериального и более высокоорганизованного биоса, осадки
гомогенизируются, пронизываются все расширяющимися верти-
кальными каналами, твердеют, перекристаллизовываются, це-
ментируются и в результате возникает совсем новое геологичес-
55
кое образование — панцирь. Он бывает и доломитовым и сиде-
ритовым. Мощность панцирей от 5—10 см до 1 —1,5 м.
Элювиальными, а именно физическим элювием — развала-
ми каменистыми, т. е. своего рода руинами, являются многие
конглобрекчиевые и брекчиевые известняки как на суше, осо-
бенно в карстовых районах, так и под водой. К механическому
элювию — горизонтам конденсации, или перлювию, — отно-
сятся известняки и сидериты, а также некоторые марганцевые
породы, образующиеся при перемывании незатвердевших осад-
ков и пород, в которых успели образоваться карбонатные кон-
креции или даже оолиты и пизолиты. Как более крупные,
они остаются на месте и сгружаются, т. е. конденси-
руются.
Как сингенетические метасоматиты, т. е. как химический
элювий, возникают многие микрозернистые доломиты, образую-
щиеся при доломитизации известкового ила за счет иона маг-
ния наддонной и иловой воды в условиях свободного обмена,
т. е. при открытости системы (Кротов, 1925; Ноинский, 1913;
Осипова, 1956; Татарский, 1939; Теодорович, 1955, 1958; Хво-
рова, 1956; Bathurst, 1971; Fairbridge, 1957). Этот процесс идет
в оз. Балхаш (Сапожников, 1951; Страхов, 1960—1962), в дру-
гих водоемах континентов и прибрежной зоны моря и был ши-
роко распространен в геологическом прошлом. В одних случа-
ях он, вероятно, шел по уравнению Гайдингера — за счет суль-
фата магния морской воды: 2CaCO3 + MgSO4+2H2O=’
=CaMg(CO3) +CaSO4-2H2O. Признаком этого процесса явля-
ется сонахождение, или парагенез, доломита с гипсом, что и
наблюдается в толщах с солями, т. е. в отложениях выпари-
вающихся аридных водоемов (Ипатьева, 1956). В оз. Балхаш,
однако, доломит образуется при пониженной солености наддон-
ной воды, но при высоком щелочном резерве и достаточном со-
держании ионов Mg. В иловых водах щелочной резерв и содер-
жание ионов Mg еще больше возрастают, что и приводит к
синтезу доломитов за счет известкового ила. Однако чистого до-
ломита здесь все-таки не получается (образуются сильнодоло-
митизированные известковые илы), но в нижнем палеозое и
особенно в докембрии таким способом могли возникать мощ-
ные толщи (см. 7.7.3). Этот механизм осуществляется и при
фильтрации лагунных вод с повышенной соленостью через из-
вестковые осадки баров, отделяющих полуизолированные лагу-
ны от моря.
Последний способ, вероятно, применим к сингенетичной до-
ломитизации рифов, например древние рифы атолла Фунафути
(Петтиджон, 1981, с. 464), которые почти всегда пятнисто- или
крапчато-доломитистые и часто замещены доломитом нацело.
Многие из этих рифов действительно располагались на грани-
це лагуны и моря. Но доломитизированы рифы и не связанные
с лагунами. Для них необходимо привлекать другой источник
магния и иную модель доломитизации. В стратисфере происхо-
56
дит и противоположный процесс — раздоломичивание (Татар-
ский, 1953; и др.), например вадозными водами.
Доломиты постдиагенетичного замещения широко распрост-
ранены в докембрии, палеозое и мезозое, и их не всегда мож-
но отличить от доломитов сингенетичного замещения (Постсе-
диментационные..., 1980). Последние, обычно плотные и микри-
товые, что свидетельствует о замещении еще жидкого ила. Важ-
ным признаком служит выдержанность тонких слоев доломи-
та на площади. Но уже в апорифовых сингенетических доло-
митах эти признаки не выражены или нерезки, и мы видим
разнозернистую, часто довольно крупнозернистую породу, ка-
кую обычно считают типичной для катагенетического замеще-
ния. Отличия остаются во многом неясными и требуют даль-
нейшего изучения. Однако априори их можно в какой-то мере
предвидеть на основании условий замещения: высокомагнези-
альные подземные воды, повышенная температура, проницае-
мость известняков за счет их первичной пористости и крупной
зернистости и геологическое время. Медленность процесса до-
ломитизации выражается в идиоморфных (или эвгедральных)
кристаллах доломита размером до 1 мм, часто имеющих зо-
нальное строение. Некоторые зоны — реликтовые кальцитовые,
что хорошо устанавливается окрашиванием.
Реликтовые и теневые структуры (оолитовые, раковинные,
биогермные, кластитовые и др.), появление кавернозности, кон-
троль замещения трещиноватостью, пересечение стратиграфи-
ческих границ и границ не только карбонатных, но и силикат-
ных (глауконита и др.) зерен, разнозернистость, довольно круп-
нозернистые структуры — признаки катагенетического замеще-
ния. Распространено мнение, что при полном замещении твер-
дого (непористого) известняка доломитом объем вещества
уменьшается на 12%, что и объясняет появление каверн. Дру-
гие объясняют каверны выщелачиванием не полностью доло-
митизированных кальцитовых участков. Во всяком случае гео-
лог может руководствоваться твердо установленным эмпириче-
ским фактом: доломиты, особенно крупнозернистые, более по-
ристые, чем переслаивающиеся с ними известняки, и поэтому
чаще нефтегазоносны.
7.7.3. УСЛОВИЯ ОБРАЗОВАНИЯ
КАРБОНАТНЫХ ПОРОД
При всем разнообразии условий и обстановок карбонатона-
копления отчетливо и определенно тяготение этих пород к теп-
лым тропическим и экваториальным зонам Земли, на которые
приходится их резкий максимум (Уилсон, 1980). Ясны и основ-
ные причины, управляющие таким распределением карбонато-
образования: повышенные температуры вод, способствующие
химической садке и пышному развитию организмов с извест-
57
ковым скелетом или осаждающих известь чисто химически, как
бы автоматически в результате своего роста (водоросли). Ес-
ли два основных первичных способа — химический и биологи-
ческий — тяготеют к теплым поясам Земли, то и вторичные
карбонатолиты — механические или метасоматические, а так-
же, вероятно, и вулканогенно-осадочные — тоже неизбежно бу-
дут приурочены к ним.
Это, однако, не означает, что в приполярных холодных мо-
рях совсем не образуются карбонатные породы. В настоящее
время здесь довольно обильно накапливается раковинный ма-
териал, образуются водорослевые корки, даже на больших глу-
бинах развиваются одиночные кораллы. Но в целом карбонато-
образование здесь подавлено, а химическая садка запрещена,
за исключением диагенетического, конкреционного карбоната.
Признаком осадконакопления в холодных зонах Земли, таким
образом, является их малая карбонатность или бескарбонат-
ность.
Помимо широтной, климатической (температурной), зональ-
ности карбонатонакопление контролируется другой климатиче-
ской зональностью, определяемой степенью аридности, а так-
же батиметрической и конкретной фациальной, или физико-гео-
графической. В аридных зонах Земли благодаря сильному ис-
парению и общему отрицательному балансу влаги сохраняются
до современного геологического момента возможности химичес-
кого осаждения не только извести, но и доломита, а также маг-
незита, а иногда и соды. Это совершается как при повышенной,
так и при нормальной и даже пониженной (оз. Балхаш, Кас-
пийское море и т. д.) солености, но на ограниченных простран-
ствах: в заливах, лагунах, на мелководье (шельф, поверхности
банок, например Багамской).
Батиметрическая зональность проявляется в том, что ниже
определенной глубины (в среднем 4500 м), называемой крити-
ческой, или компенсационной для карбонатов (ККГ), благода-
ря высокому давлению (до 450 атм) и низкой температуре (до
0 и —1—2°С) в морской воде так много растворено СО2, что
все карбонаты растворяются и осадки становятся бескарбонат-
ными. Это полностью не исключает нахождение карбонатных
осадков на больших глубинах (до 5500 м и глубже), но их со-
хранение в разрезах возможно лишь при массовом, лавинном
поступлении, например турбидитном, и при таком же быстром
перекрытии другими осадками, изолирующими карбонатолиты
от агрессивной океанской воды. ККГ может значительно умень-
шаться — до 3000 м и выше — в местах подъема холодных
глубинных вод, сильном подкислении их, например в вулкани-
ческих поясах, и при большой генерации CQ2. Так, в геосин-
клиналях, особенно магматических, ККГ располагается весьма
высоко.
Конкретная физико-географическая, или фациальная, зо-
нальность отражается не столько на карбонатонакоплении,
58
сколько на образовании карбонатных пород, потому что накоп-
ление карбонатного материала, даже весьма интенсивное, еще
не означает образование карбонатных пород. Парадокс седи-
ментогенеза состоит в том, что породообразование нередко осу-
ществляется не там, где накапливаются с большой скоростью
и интенсивностью соответствующие минералы, а нередко там,
где скорость и интенсивность наименьшие или малые. Этот
парадокс впервые вскрыл и объяснил Н. М. Страхов с помощью
разработанного им метода абсолютных масс. Оценивая интен-
сивность накопления какого-то компонента, он пользовался не
только процентным, т. е. относительным, выражением его со-
держания в осадке, но и абсолютными значениями, т. е. вели-
чиной в граммах на квадратный сантиметр за единицу времени,
обычно за одну тысячу лет. Абсолютные массы карбонатонакоп-
ления максимальны у берегов (см. рис. 3.17) и уменьшаются в
сторону центральных частей водоемов. Однако у берегов еще
более интенсивно накапливается их разбавляющий терриген-
ный материал, который и подавляет карбонатное породообразо-
вание: карбонатные компоненты низводятся до положения при-
меси или цемента в обломочных или глинистых осадках. На-
оборот, дальше от берега интенсивность накопления терриген-
ного материала снижается более резко, чем карбонатного, и
последний становится преобладающим, т. е. создающим свои
породы, все более чистые при продвижении по фациальному
профилю перпендикулярно к береговой линии.
На этом профиле проявляются детали батиметрической зо-
нальности, а также геоморфологическая, гидродинамическая и
другие зональности. Выделяется прежде всего фотическая зо-
на — зона фотосинтеза водорослей (0—25 м или несколько
глубже), в которой наиболее интенсифицированы извлечение
карбоната из морской воды и его осаждение — как биологи-
ческое в виде скелетов и раковин, так и химическое водоросле-
вое. Благодаря исключительно тесному сожительству зеленых
водорослей — зооксантелл — с кораллами последние как рифо-
строители также функционируют практически только в фотиче-
ской зоне. Эта зона одновременно и наиболее прогретая, т. е.
максимально благоприятная и для хемогенных карбонатолитов,
а ее высокая динамичность определяет и максимумы обломоч-
ного, т. е. механогенного, а также метасоматического сингене-
тичного (элювиального) образования карбонатных пород. Как
к паралической к ней приурочен и максимум диагенетического
сидеритообразования.
Фотическая зона проявляется и в образовании пресновод-
ных, озерных строматолитов, формируемых сине-зелеными во-
дорослями, а также в накоплении остатков зеленых, харовых
водорослей, образующих «озерные мергели». Харовые водорос-
ли известны с нижнего карбона, их предками, вероятно, были
девонские «трохилиски» — маленькие шарики — спорангии. На
берегах озер и подобных им континентальных водоемов за счет
59
подземных источников образуются травертины и известковые
туфы, накапливающиеся и вне связи с озерами.
Карбонатонакопление ослабевает как на суше, так и в во-
доеме в направлении от прибереговой фотической зоны. На су-
ше оно приурочено к пещерам и аридным зонам, где форми-
руются известковые панцири — калькреты, каличе, а в иллюви-
альном почвенном горизонте — конкреционные известковые жу-
равчиковые породы. На шельфе любое поднятие или только от-
вердение дна становится ареной пышного развития прикрепля-
ющихся и ползающих организмов с известковым скелетом или
просто с известковой функцией и быстрого роста вверх их по-
строек — банок и биогермов. Они меняют локальные условия
общей седиментации, включая и карбонатонакопление, путем
изоляции от открытого моря лагун, создания тиховодных, за-
стойных обстановок, с одной стороны, а с другой — максималь-
но динамических и высокоэнергетических — на внешней сто-
роне биорифов. Одновременно здесь максимально проявляется
разрушительная работа волн, и из гравитационных обвальных,
осыпных и других коллювиальных, а также турбидитовых пер-
вично-наклонно-слоистых отложений известнякового состава
формируются предрифовые фации (Фролов, 1984).
Условия накопления известняков на шельфе без биопостроек
также разнообразны. В зоне волнения и течений накапливают-
ся известняковые пески разных окатанности, отмытости и сор-
тировки, с волнистой и косой слоистостью, а в западинах —
тиховодные пелитоморфные механогенные, планктоногенные
или хемогенные известковые илы, на участках размыва и пере-
рывов осадконакопления — панцири и другие виды подводного
элювия. При нормальном газовом режиме с начала фанерозоя
или несколько раньше илы и пески биотурбируются и масшта-
бы биотурбаций возрастают во времени. Перегиб шельфа обоз-
начается прикрепляющимися известковыми губками, крино-
идеями и другими организмами, а также погрубением извест-
ковых песков на карбонатных шельфах. То же осуществляет-
ся на поднятиях дна и поверхностях банок и подводных воз-
вышенностей на континентальном склоне и океаническом дне.
Особая зональность связана с крупными океаническими те-
чениями и апвеллингами. По пути течений, таких, как Гольф-
стрим, из-за большой биопродуктивности фито- и зоопланктона
формируются повышенные мощности планктоногенных нано-
планктонных и фораминиферовых илов. Наоборот, в зонах ха-
листаз, т. е. замкнутых круговоротов воды, располагающихся
примерно на продолжении аридных зон, т. е. в океанических
пустынях, скорость осадконакопления из-за низкой биопродук-
тивности ничтожна. Здесь известковые илы сильно элювииру-
ются. Апвеллинги — подъемы глубинных вод — оазисы в океа-
не, отличающиеся расцветом жизни, получающей СОг, нитраты,
фосфор и другие питательные компоненты в изобилии, характе-
ризуются, с одной стороны, подъемом ККГ, а с другой — мас-
60
совой химической садкой СаСО3 в верхней части континенталь-
ного склона и в нижней части шельфа. Вместе с ним осажда-
ются фосфат и планктоногенный раковинный кальцит, а также
органическое вещество, создающее в илу определенную хими-
ческую неустойчивость карбонатов и фосфатов. Они усиленно*
перераспределяются и стягиваются в конкреции, оолиты, жел-
ваки. В настоящее время апвеллинги наиболее полно прояв-
ляются у юго-западных берегов материков Южного полушария,
а также нередко и у восточных берегов многих материков, на
склонах островных цепей и подводных хребтов.
На любых глубинах донные течения, перемывая осадки, кон-
денсируют раковины, оолиты, конкреции и образуют карбонат-
ный перлювий, например узловатые, нодулярные известняки^,
или «фацию аммонитико россо».
Тектонический контроль карбонатонакопления, как и любо-
го другого осадконакопления, в основном косвенный, осуществ-
ляющийся через рельеф. Относительно менее опосредованно
(через рифообразование) проявляются разломы. Уступы подня-
того блока — благоприятная обстановка для развития прикреп-
ляющихся организмов и роста биогерма. Цепочки рифов трас-
сируют протяженные и часто длительно живущие разломы. Как.
барьерные, так и атолловые рифы возникают и растут при ни-
сходящих тектонических движениях дна, или, что то же самое-
для биогермообразования, при эвстатическом поднятии уровня,
океана. При этом редко рифы отстают от этих движений, нара-
щиваясь до 1—2 см в год, и остаются своей поверхностью в зо-
не фотосинтеза. Лишь формация береговых рифов (о. Новая
Гвинея и другие острова Тихого океана) строится при восходя-
щих тектонических движениях, например при непрерывном^
длительном (с начала плейстоцена) и довольно равномерном
поднятии антиклинория п-ова Хьюон (о. Новая Гвинея).
Рост антиклиналей, даже заметно не выражающийся в.
рельефе дна моря, выявляется ракушняковыми банками и дру-
гими типами карбонатных образований, включая и подводно-
элювиальные (перлювий, панцири, развалы). По таким*
карбонатным фациям можно искать ловушки нефти,, газа и
воды.
В период «цветения» планктонных водорослей в верхней
пленке морской и океанской воды из-за почти полного «истреб-
ления» СО2 создается многократное пересыщение монокарбо-
натом, который в массовом количестве выпадает в твердую фа-
зу. Однако до глубокого дна этот микритовый хемогенный каль-
цит не доходит, растворяясь в резко ненасыщенных холодных
глубинных водах. Только одним способом он может достичь
дна — в виде копролитов, т. е. достаточно крупных агрегатов,,
образованных в кишечнике биофильтраторов. По современным
оценкам, практически весь верхний слой воды океана биофиль-
труется довольно быстро, за первые сотни лет (Лисицын, 1978;
и др.).
6L
7.8. ТЕОРЕТИЧЕСКОЕ И ПРАКТИЧЕСКОЕ
ЗНАЧЕНИЕ КАРБОНАТОЛИТОВ
Карбонатные породы всесторонне интересны в научном от-
ношении. По ним восстанавливаются щелочной характер сре-
ды, высокие или повышенные температуры, низкие палеоширо-
ты, глубина, динамика, газовый режим и населяющий моря
биос. Водорослевые известняки или их присутствие в непереот-
ложенном положении документируют глубины до 10—20 м.
Примерно такие же глубины восстанавливаются по колониаль-
ным кораллам, строматопороидеям, большинству устриц, нум-
мулитам и некоторым другим организмам. На больших глуби-
нах обитали криноидеи, губки, мшанки, многие двустворки, бра-
хиоподы. Отсутствие бентоса указывает на ненормальный газо-
вый режим у дна, часто связанный с сероводородным зараже-
нием. Толщина раковин., их грубая ребристость, крупные разме-
ры, массивность скелета прикрепленных организмов, линзовид-
ная форма нуммулитов — признаки мелководья и подвижных
вод, т. е. зоны волнения. Наоборот, тонкостенность раковин, их
малые размеры, хрупкость скелета прикрепленного бентоса,
илистый заполнитель — свидетельства спокойных вод, чаще
всего глубин ниже базиса действия волн. Отдельные виды био-
са позволяют более конкретно восстанавливать палеогеографи-
ческие параметры, соленость вод, их температуру и т. д.
По изотопам кислорода в неперекристаллизованных ракови-
нах беспозвоночных восстанавливаются палеотемпературы вод
бассейна (Тейс, Найдин, 1973), а по содержанию стронция и
другим геохимическим показателям — тип вод, их химизм ит. д.
(Юдович и др., 1980; и др.).
Диагенетические карбонатные минералы позволяют восста-
новить химизм осадка в постседиментационную стадию, поло-
жение окислительно-восстановительного геохимического барьера.
Карбонатные породы отчетливо эволюционировали в истории
Земли. Поэтому по ним восстанавливаются составы древних
атмосфер и гидросфер и развитие жизни на Земле. Отсутствие
карбонатных пород в глубоком архее указывает на агрессив-
ность вод гидросферы, pH которой был ниже 7. Углекислая ат-
мосфера также вначале не способствовала осаждению карбо-
натов. Когда же воды стали насыщаться карбонатами и щелоч-
ной резерв (щелочноземельные катионы Са и Mg, связанные с
анионами слабых — преимущественно угольной — кислот) был
достаточно большим, происходила первичная садка карбонатов,
вероятно в основном доломитов, магнезита, а также сидерита.
Возможность осаждения последнего из вод морей указывает
на отсутствие или малое содержание кислорода в атмосфере.
Действительно, сидерит, по-видимому седиментогенный, встре-
чается в древнейших железистых кварцитах. Первые карбонат-
ные породы могли не сохраниться при глубоком метаморфизме
архейских пород.
<62
Массовое образование карбонатолитов падает на протеро-
зой. Это определялось высоким содержанием СО2 в атмосфе-
ре и гидросфере, щелочной реакцией последней и еще слабым
влиянием на седиментогенез карбонатов биоса, общая масса
которого была тогда не способна связать большую часть угле-
кислоты. В раннем протерозое преобладали доломиты, осажда-
лись магнезиты, а участие известняков постепенно возрастало.
К химическому осаждению все больше присоединялось осажде-
ние водорослями, что уменьшало возможность химического
осаждения карбонатов. Одновременно водоросли меняли состав
атмосферы, которая все больше становилась кислородной, а это-
исключало седиментогенное образование сидерита, родохрози-
та и других карбонатов двухвалентных катионов. Снижение со-
держания СО2 в атмосфере и соответственно снижение щелоч-
ного резерва в гидросфере также приводили к вырождению хе-
могенной карбонатной седиментации, которая еще в палеозое
происходила в открытых, но, по-видимому, в основном в плат-
форменных морях. Наряду с анионом НСОз~ уже в протерозое
появился анион SO42-, с накоплением которого катионы Са и
Mg также связывались с ним. Вероятно, с середины протеро-
зоя стали осаждаться эвапориты.
С развитием известкового скелета беспозвоночных в фане-
розое скорость уменьшения щелочного резерва в морях резко
увеличилась, и хемогенное карбонатонакопление, особенно до-
ломитообразование, все больше оттеснялось в прибрежную ла-
гунную зону. В настоящее время доломитообразование совер-
шается лишь в эвапоритовых и специфических замкнутых во-
доемах с высоким щелочным резервом (типа оз. Балхаш). Не
намного более разнообразны обстановки хемогенного осажде-
ния известняков. А седиментогенез других карбонатов исклю-
чен. Это отвечает практически безуглекислогазовой (содержа-
ние СО2 в современной атмосфере всего 0,03%) кислородной
современной атмосфере.
Практическое значение карбонатолитов в том, что все они —
полезные ископаемые (Инструкция..., 1961 и др.; Требова-
ния..., 1962; Типы..., 1980). Известняки — удобрение (известко-
вание кислых почв), стройматериалы (бут, строительный и об'
лицовочный камень, материал для мощения дорог и т. д.), сы-
рье для производства извести, цемента, флюс в металлургии,
литографский камень в печатном деле, писчий мел; они широко
применяются в сахарной, химической (карбид кальция, синте-
тический каучук), текстильной, бумажной (мелованная бума-
га), кожевенной, парфюмерной (зубной порошок) и другой
промышленности. Доломиты во многом применяются там же,
где и известняки, но служат также и для получения магния,
огнеупоров, в том числе и огнеупорной одежды. Сидериты —
железная руда, утяжелитель для приготовления буровых гли-
няных растворов. Магнезиты — сырье для получения магния и
огнеупоров. Родохрозиты — основная руда на марганец.
63,
Глава 8
СОЛЯНЫЕ ПОРОДЫ (СОЛИ),
ИЛИ ЭВАПОРИТЫ
8.1. ОПРЕДЕЛЕНИЕ, КЛАССИФИКАЦИЯ,
НОМЕНКЛАТУРА
Соляными породами, или, более кратко, солями и эвапори-
тами, называют теологические образования, более чем наполо-
вину состоящие из самых растворимых минералов — хлоридов,
сульфатов, нитратов и других солей, которые могут рассмат-
риваться и как самостоятельные группы осадочных пород: хло-
ридолиты, сульфатолиты, нитратолиты, боратолиты и даже кар-
•бонатолиты, если рассматривать соду в составе соляных пород,
с которыми она тесно связана генетически.
Как и для многих карбонатных пород, названия минералов
и пород солей часто не отдифференцировались друг от друга,
и название минерала используется и для названия породы. На-
пример, гипсом называют и гипсовый минерал, и гипсовую по-
роду. Однако галитовую породу называют не только галитом,
но и каменной солью, минерал сильвин слагает сильвинит —
сильвиновую породу.
Соли практически все являются полезными ископаемыми,
некоторые из них — галит, сильвин, карналлит, полигалит, гид-
роборацит и др. — весьма ценными продуктами питания, удоб-
рениями и химическим сырьем. Они важны и как геологический
документ, по которому почти однозначно устанавливается арид-
ный тип литогенеза, а также гидротермально измененные зо-
ны. По способу образования соли наиболее близки к интрузив-
ным магматическим породам, как это не кажется парадоксаль-
ным: они также кристаллизуются из жидкой фазы, только не
из расплава, а из раствора, для них важно состояние эвтони-
жи, аналогичное эвтектике расплавов, их структуры обычно
крупнокристаллические, нередко гигантокристаллические, гипи-
диоморфные, они наиболее равновесны к условиям своего обра-
зования. Некоторые соли, особенно разнообразные су/ т Ьаты,
являются магмогенными, точнее гидротермальными, что t язы-
вает седиментогенез с магмогенезом. Однако соли как с блоч-
ные, экзогенные образования существенно отличны от м< н ма-
гических пород, прежде всего условиями образования. По v
€4
они четко слоисты, хотя слоистость нередко нарушается склад-
чатыми деформациями. Среднее содержание солей в стратисфе-
ре подсчитывалось А. Б. Роновым с соавторами (1976), опреде-
лившим их кларк для платформенных разрезов в 2,8%, а для
геосинклиналей — 0,3%. Можно пока принять их кларк в це-
лом за 1,0—1,5%, что, возможно, превысит кларк силицитов.
Раньше Линдгрен оценивал его в 5,8%, что явно завышено. Со-
ли, таким образом, не только важная породообразующая, но
и формациеобразующая группа минералов: в эвапоритовых
формациях их нередко более половины.
Цвет солей чистый, белый, иногда красный (сильвинит, кар-
наллитит, гипс и др.), голубой, синий (некоторые разновидно-
сти галититов) и другой, обусловленный примесями — окис-
ленными соединениями железа и др. Преобладают чистые со-
ляные породы, а глинистые и песчано-алевритовые встречают-
ся редко.
Основной классификацией солей является минералогическая,
хотя многие соли имеют смешанный минеральный состав. Вы-
деляются сульфатолиты, хлоридолиты, карбонатолиты, нитрато-
литы, боратолиты и смешанные, в основном хлоридо-сульфато-
литы. Каждая из этих групп подразделяется далее по структу-
ре. Господствуют гипидиморфнозернистые структуры — от мел-
ко- до гигакристаллических, нередки гранобластовые, обломоч-
ные (гипсовые и соляные дюны), встречаются фибробластовые
(у-гипса-ссленита и др.) и сферолитовые (баритолиты, гипсо-
литы, целестинолиты и др.), отсутствуют биоморфные.
8.2. МЕТОДЫ ИЗУЧЕНИЯ
Соли — специфические породы: они больше известны хими-
кам, чем геологам. И поэтому основной метод их изучения хи-
мический. Он адекватен генезису солей, Анализируют как всю
породу, так и водные и другие вытяжки. Химические анализы
чаще всего позволяют рассчитать и минеральный состав.
Макроскопическое и микроскопическое изучение, естествен-
но, также важно, оно многое дает как для определения мине-
рального состава, так и для познания строения и истории фор-
мирования солей. Следует только иметь в виду, что из галита
и других легкорастворимых солей шлиф изготовляется по дру-
гой методике. Поэтому для них, как и вообще для всех солей,
важен иммерсионный метод, а также термический анализ. В ка-
честве контрольного применяется рентгеновский метод.
8.3. МИНЕРАЛЬНЫЙ СОСТАВ
Ди же основных минералов солей десятки, а всего их, ве-
роятна, значительно больше сотни. Породообразующими из них
(если, считать и те, которые образуют конкреции) являются
следующие:
3 Зак. 357
65
А. Моносоли и однородные двойные соли.
I. Сульфаты: гипс CaSO4 • 2Н2О, ангидрит CaSO4, астраха-
нит Na2SO4 • MgSO4 • 4Н2О, барит BaSO4, целестин SrSO4,
кизерит MgSO4 • Н2О, эпсомит MgSO4 • 7Н2О, тенардит
NaSO4, мирабилит Na2SO4 • 10Н2О (глауберова соль), глау-
берит Na2Ca (SO4)2, или Na2SO4 • СаСО4; лангбейнит
K2SO4 • 2MgSO4, полигалит K2MgCa2 (SO4)4 • 2Н2О, а
также более редкие алунит KA13(SO4)2 • (ОН)в, ярозит
KFe|+ (SO4)2 (ОН)в и др.
II. Хлориды: галит, или каменная соль NaCl, сильвин КС1,
карналлит КО • MgO 6Н2О; бишофит MgCl2 • 6Н2О, тахи-
гидрит СаО2 • 2Mg£l2 • 12Н2О.
III. Фторидолиты: флюорит CaF2.
IV. Нитратолиты: селитры натриевая (чилийская) NaNO3 и ка-
лиевая KNO3.
V. Карбонаты легкорастворимые: сода десятиводная
Na2CO3 • 10Н2О и семиводная Na2CO3 • 7Н2О; гейлюссит
Na2Ca (СО3)2 • 5НО2.
VI. Боратолиты: гидроборацит MgCaB6On • 6Н2О, борацит
Mg3ClB70j3, бура Na2B4O7 ЮН2О, боронатрокальцит, или
улексит NaCaB5O9 • 8Н2О, иньонит СаВвОп • 13Н2О, коле-
манит Са2В6Ои 5Н2О, пандермит Са4В10О19 • 7Н2О, инде-
рит Mg2B6On • 15Н2О и др.
Б. Двойные неоднородные соли.
VII. Каинит KMg(SO4)Cl • ЗН2О, или КО • MgSO4 • ЗН2О; ка-
либорит KHMg2B12Oie(OH)10 • 4Н2О.
Обычно минералы солей хорошо ©кристаллизованы и даже
крупнокристалличны, однако многие из них встречаются и в ви-
де землистых, пылеватых, колломорфных, коллоидальных масс:
бораты, фторидолиты (ротовкит), карбонаты, ярозит, алунит.
Цвет их белый, лишь ротовкит светло-фиолетовый, ярозит —
желтый, сильвин — розоватый, карналлит — красный, целе-
стин — голубоватый. Многие соли кубические (галит, сильвин,
флюорит, калиевые квасцы), тригональные (селитры, ярозит,
алунит), большинство ромбические (ангидрит, барит, борацит,
карналлит, тенардит, целестин, эпсомит, сода) и моноклинные
(бишофит, гипс, кизерит, мирабилит, глауберит, бура, гидробо-
рацит и др.) и некоторые триклинные (полигалит). Светопре-
ломление обычно невысокое, часто ниже преломления канад-
ского бальзама, хотя у многих минералов оно высокое (у яро-
зита /10=1,820, «/=1,715).
Минеральный состав некоторых эвапоритов приведен в
табл. 8.1.
8.4. ХИМИЧЕСКИЙ СОСТАВ
Соляные породы часто бывают чистыми, т. е. стехиометри-
ческими, по химическому составу (табл. 8.2). Поэтому химиче-
ские анализы весьма точно выражают минеральный состав, и
последний часто определяется без существенных пересчетов.
66
Таблица 8.1
Минеральный состав соляных пород (в процентах)
(по Н. В. Логвиненко, 1984)
Минералы 1 2 3 4 5 6
Галит 3,57 95,80 23,62 23,00 5,47
Сильвин — 1,22 1,40 75,30 0,71 —
Гипс 98,00 — — — — 3,50
Ангидрит — 89,00 1,50 0,75 — —
Полигалит — —. — 6,02 —
Каолинит — — — — 62,10 —
Пикромерит — — — — 8,17 —
Глауберит — — — — — 88,35
Кальцит 1,14 СЛ. — — — 2,38
Прочие 0,86 6,20 1,70 — — 0,03
Породы: 1 — гипс, Рь Бахмутская котловина: 2 — ангидрит, ₽—N, Стеб-
ник; 3 — каменная соль, там же; 4 — сильвинитовая порода, там же; 5 — каи-
нитовая порода, там же; 6 — глауберитовая порода, ₽, Тянь-Шань.
Таблица 8.2
Химический состав соляных пород (в процентах)
(по Н. В. Логвиненко, 1984, и М. С. Швецову, 1958)
Скислы и элементы 1 2 3 4 5 6
СаО -32,81 31,37 39,56 36,29 0,49 20,29
MgO 0,63 7,19 3,19 — 11,45 —
SO3 46,39 28,94 47,11 52,23 29,21 58,47
со2 — 15,63 8,00 — — 1,29
С1 — 0,18 — 2,68 17,75 2,57
К2о — — — 0,72 14,40 —-
Na2O — — — 1,84 12,24 22,70
Fe2O3 А12О3 0,27 0,74 0,44 1,40 — 0,03
SiO2 0,59 5,50 2,22 — — —
Н2О П. п. п. 19,91 12,42 0,56 0,20 4,60 15,20 (нераств. остаток) —
Породы: 1 — гипс, Рь Бахмутская котловина; 2 — гипсо-доломитовая поро-
да, р, Восточная Сибирь; 3 — ангидрито-доломитовая порода, там же; 4 — ан-
гидрит, ₽—N, Стебник; 5 — каинитовая порода, там же; 6—'Глауберитовая
порода, ₽, Тянь-Шань.
Тем йе менее почти все соляные породы содержат ту или
иную примесь — как растворимую в воде, отражающую при-
месь соответствующих эвапоритовых минералов, так и нераст-
воримый остаток: сульфатный, карбонатный, глинистый, квар-
цевый и другой — эоловый, гидроокисно-железистый и суль-
фидный, а также органическое вещество, хотя последнее явля-
ется «запрещенным» теоретически. Естественно, в солях широ-
3:
67
ко развито изоморфное замещение катионов, особенно с близ-
кими ионными радиусами.
8.5. ПЕТРОГРАФИЯ. ПЕТРОТИПЫ
Соляные породы петрографически разнообразны. Не все, но
многие минералы-соли (см. 8.3) образуют агрегаты уровня гор-
ных пород, а некоторые из них и формациеобразующие. Глав-
ные из них — сульфатолиты, хлоридолиты, фторидолиты, кар-
бонатолиты, нитратолиты, второстепенные — боратолиты.
8.5.1. СУЛЬФАТНЫЕ ПОРОДЫ, ИЛИ СУЛЬФАТОЛИТЫ
Главными сульфатными породами являются ангидритолиты,
гипсолиты, мирабилитолиты, глауберитолиты (или просто ан-
гидриты, гипсы, мирабилиты, глаубериты и др.),, а также сме-
шанные, полисульфатолиты. Более редки баритовые и целести-
новые породы.
Гипсы, или гипсолиты, — распространенные осадочные по-
роды, слагающие карбонатно-эвапоритовые формации и часто
встречающиеся в глинистых и других толщах, а также в гид-
ротермальных «элювиальных» образованиях. Мощность пластов
варьирует от десятков метров до сантиметров и миллиметров,
обычны конкреции, гнезда и жилы. Цвет белый,, светло-серый,
голубоватый, розовый и красный. Последние окраски наиболее
характерны для селенита — волокнистого или игольчатого гип-
са с шелковистым блеском, прекрасного поделочного камня,
встречающегося в гипсах и доломитах в виде жил и прослоев-
(до 20—30 см), в которых волокна перпендикулярны напласто-
ванию. Структура от гига- до микрокристаллической, гипидио-
морфная, гипидиогранобластовая и гранобластовая, переходя-
щая в фибробластовую, часто порфирогранобластовая. Неред-
ки вторичные обломочные (брекчиевые, конгломератовые и пес-
чаные) структуры. Обычна тонкая и грубая слоистость, нередко*
сезонная, с прямой и обратной градационностью, иногда косая
и волнистая (в гипсовых дюнах). Встречается и текстура «ко-
нус в конусе». Гипсы часто переслаиваются с доломитом и ан-
гидритом, с которым связаны и взаимопревращениями.
В виде конкреций и включений в другие породы гипс неред-
ко образует крупные эвгедральные (идиоморфные) кристаллы
размером до 1 м, ориентированные обычно вертикально, при-
мерно нормально к слоистости (по правилу Маттура). Гипс об-
разует и гломеропорфировые сростки кристаллов в виде «ка-
менных роз» или сферолитов. Нередко он является цементом
эоловых песчаников, образуя конкреции — монокристаллы раз-
мером до 50 см.
В шлифе гипс узнается по отсутствию рельефа (светопре-
ломление его лишь незначительно меньше бальзама), белым,
как у кварца, цветам интерференции, крупным размерам крис-
68
таллов с совершенной спайностью, косому погасанию, двуосно-
сти.
Ангидриты, или ангидритолиты, тесно связанные с гипсами
взаимопревращениями, имеют те же формы залегания — плас-
ты, линзы, гнезда, жилы, конкреции; по цвету, структурам и
текстурам также во многом аналогичные гипсам, с которыми
часто переслаиваются и в которой при гидратации переходят
с увеличением объема на 30—50%. Это вызывает энтеролито-
вую, т. е. внутрипластовую, складчатость (рис. 8.1). Порфиро-
бласты гипса нередко выделяются и внутри ангидритовой мас-
сы (рис. 8.2). Ангидриты переслаиваются и с каменной солью,
Рис. 8.1. Энтеролитовая складча-
тость гипса при его -образовании в
результате гидратации ангидрита и
увеличения объема на 30—40% или
меньшего (пермь, Техас; Ф. Дж. Пет-
тиджон, 1981)
Рис. 8.2. Порфирогранобластовая
структура ангидрита с порфиро-
выми выделениями гипса (пермь,
США; Ф. Дж. Петтиджон, 1981)
битумами, глиной, встречаются в доломитах и известняках.
С глубины 100—200 м или несколько большей гипсы перехо-
дят в ангидриты. Взаимодействие гипса и ангидрита с битума-
ми часто приводит к образованию месторождений самородной
серы.
В шлифе ангидриты чаще всего имеют лепидобластоподоб-
ную гранобластовую структуру и могут быть приняты за мус-
ковитовые породы из-за своего высокого двупреломления
(0,044), ярких пестрых цветов интерференции и слюдоподобного
габитуса кристаллов. Впечатление слюдоподобности усиливает-
ся плойчатостью. Показатели преломления довольно высокие:
ng=l,614, 1,576, np=l,570. Погасание прямое, кристаллы
призматические с совершенной спайностью по призме (по (001)
и (010)) и средней по (100) под прямым углом по трем на-
правлениям. В воде почти нерастворим, не чертится ногтем,
т. е. более твердый, чем гипс.
69
Бариты, или баритолиты, отличаются большим удельным ве-
сом (4,3—4,7), цвет их белый (кристаллы — бесцветные), се-
рый, от примесей гидроокисей железа желтый и бурый, а от
битумов — темно-серый и черный. Обычно встречается в виде
конкреций, достигающих размера 5—10 м (в магнезитах рифея
Саткинского месторождения), часто сферолитового строения, а
также в виде жил и цемента песчаников, причем не обязатель-
но в эвапоритовых и аридных формациях. Обычен в гидротер-
мальных месторождениях.
В шлифе сходен с целестином по рельефу (и§= 1,648, пт=
= 1,637, пр= 1,636) и форме, прямому погасанию, спайности, но
слабо отличается от него несколько большим двупреломлением
(0,012). Структуры от гиганто- (размер кристаллов до 5 см) до
мелкозернистых, обычны сферолиты.
Целестины, или целестинолиты, голубоватые, реже красно-
ватые и бесцветные, благодаря изоморфному замещению обра-
зуют, вероятно, непрерывный ряд минералов целестин—барит,
и в нем возрастают удельный вес и светопреломление. Образу-
ют конкреции, жеоды, жилы, помимо известняков, доломитов,
сульфатов кальция, каменной соли встречаются в гидротер-
мальных жилах и миндалинах вулканитов и в песчаниках в ви-
де цемента. Структура волокнистая, игольчатая и призмати-
чески-зернистая, часто грубозернистая, нередко сферолитовая.
Пластовая форма редка.
В шлифе от сходного ангидрита целестин отличается низким
двупреломлением (0,009) и несколько более высоким светопре-
ломлением. По таким же константам отличается, но менее рез-
ко и от барита. Для уверенной диагностика часто вынуждены
прибегать к реакции на стронций (в образце или порошке).
Хорошо растворимые в воде сульфаты — тенардиты, мира-
билиты, кизериты, эпсомиты, астраханиты, гексагидриты, глазе-
риты, лангбейниты, полигалиты и другие, а также смешанные
хлоридно-сульфатные породы — каиниты (каинититы), выпа-
дающие из рассолов на средних стадиях галогенеза (в конце
галитовой стадии и перед карналлитовой, бишофитовой и бо-
ратовой стадиями), — образуют моно- или полиминеральные
слои, часто в смеси с галитом, карналлитом и другими минера-
лами, обычно яснокристаллические и слоистые, с гипидиоморф-
нозернистой и гипидиогранобластовой структурами. В связи с
широко развитой сингенетической и раннедиагенетической пере-
кристаллизацией и замещением (элювиальным метасоматозом)
обычны каркасные, пятнистые, массивные, брекчиевые, желва-
ковые, вкрапленные, жильные, волокнистые, сферолитовые и
другие вторичные текстуры и структуры. Цвет варьирует от
бесцветного и белого до серого, желтого, красного, голубовато-
го, зеленоватого, однородного и пятнистого. Мономинеральны
чаще всего полигалититы (тела до десятков метров мощно-
стью), бишофитолиты (Волгоградское Поволжье, Прикаспий),
реже и в меньших пластах и гнездах — мирабилитовая, аст-
70
раханитовая, кизеритовая и каинитовая породы. Эти же поро-
ды часто смешанные, а лангбейнитовые, лангбейнит-каинито-
вые, глауберитовые практически всегда полиминеральны.
8.5.2. ГАЛОИДОЛИТЫ: ХЛОРИДОЛИТЫ
Галоидолиты объединяют резко преобладающие хлоридоли-
ты и редкие фторидолиты. Броматолиты и йодатолиты не рас-
сматриваются.
8.5.2.1. Хлоридолиты — важнейшая группа осадочных по*
род, представленная галитолитами (каменная соль), сильвини-
тами, карналлитолитами и бишофитолитами.
Каменная соль, или галитолит, образует мощные (от сотен
метров до 1—2 км) толщи однородной породы, на флангах пе-
реслаивающиеся с другими соляными породами, доломита-
ми и известняками, а также с красными глинами. Содержание
NaCl в наиболее чистых породах достигает 99% и более, что
делает галитолиты одними из самых чистых горных пород. Та-
кие породы водяно-прозрачные, но чаще каменная соль белая,
серая, реже голубоватая и красная. Структуры и текстуры из-
менчивы, гипидиоморфные и гранобластовые, кристаллы куби-
ческие или шестоватые, часто зональные, от гигантских (до
5—10 см и, вероятно, больше) до микрозернистых, текстуры
массивные и слоистые, годовые слои 0,5—10,0 см и более мощ-
ные, часто нарушенные, разорванные или складчатые, обычны
обрастания и инкрустации, скелетные и воронкообразные кри-
сталлы и разнозернистые структуры. Воронкообразные крис-
таллы (по Деллвигу, см.: Петтиджон, 1981, с. 549) возника-
ют на поверхности рассола, тогда как кубические кристаллы —
на границе раздела между солью и рассолом. Но они могут об-
разовываться и в постседиментационные стадии. Соль при от-
носительно низких температурах и давлении способна к пласти-
ческому течению, и поэтому она образует штоки протыкания
высотой в несколько километров и диаметром 0,8—3,2 км,
обычно увенчанные сверху шапкой-панцирем («кэпроком») из
известняка, гипса и ангидрита. Присутствие битумов в крис-
таллах соли и в виде тончайших пропластков в ангидрите и
доломите объясняется заносом морского планктона в эвапори-
товый бассейн.
Галитолиты занимают определенное место в вертикальном
(и горизонтальном) разрезе эвапоритовой формации: между
гипсами или ангидритами внизу и более растворимыми суль-
фатами вверху, а также калийными хлоридолитами (карнал-
литами, сильвинитами), с которыми нередко тонко переслаива-
ются, вверху.
Сильвиниты — наиболее распространенная калийная соля-
ная порода — красная и пестрая, хотя без гематитовой приме-
си бесцветная, неслоистая и тонкослоистая, полосчатая, с раз-
71
ной примесью (ангидритовой, полигалитовой, кизеритовой, кар-
бонатной, глинистой), часто образующей тончайшие прослой-
ки. В. А. Вахрамеева установила, что толщина годовых слоев
сильвинита и каменной соли по 3—4 см, а карбонатно-ангидри-
тово-глинистые прослойки — по 1—2 мм. Слоистость четкая в
красных сильвинитах, а в пестрых она нечетка или отсутству-
ет. Структура первых разнозернистая, в основном мелко- и
среднезернистая, а вторых — средне-крупнозернистая (блоч-
ная). Их многие считают вторичными, метасоматическими.
Они часто смешанные, галито-сильвиновые (сильвин — белый
с красной оторочкой, галит — серый, просвечивающий, с голу-
боватыми пятнами; Справочник по литологии, 1983, с. 217), не-
редко с примесью карбонатов, ангидрита, глины и алеврита
и др. Широко распространены вторичные структуры, вызван-
ные растворением, замещением (например, галитом — нацело),
перекристаллизацией. Мощность сильвинитовых пластов дости-
гает десятков метров.
Карналлитолиты по распространенности и значению как ру-
да на калий уступают только сильвинитам, хотя чистыми быва-
ют редко: чаще всего они срастаются с галитом и сильвином, а
в месторождениях сульфатного типа с каинитом, кизеритом, ан-
гидритом, а также с магнезитом, анкеритом и другими карбона-
тами и иногда содержат глинистое вещество. Цвет чаще всего
красный, от темного и сургучного до светло-желтого, иногда с
лиловатым и зеленоватым оттенками, в единичных кристаллах
бесцветен. В шлифах нередко видны таблички гематита и иго-
лочки гетита. Характерны двойники: полосчатые, решетчатые
и неправильные. Зерна неправильной изомётричной или удли-
ненной формы, от нескольких сантиметров до микроскопичес-
ких. Текстуры обычные для солей: массивная, слоистая, пятни-
стая, петельчатая, замещения, сочетающаяся с брекчиевой
структурой. Петрографические особенности, в том числе отсут-
ствие зонального строения кристаллов, свидетельствуют о седи-
ментационном происхождении основной массы карналлитовой
породы, хотя сезонная и годовая слоистости нечеткие.
Бишофитолиты, или бишофитовые породы, распространены
ограниченно, образуют линзы, гнезда, прослои в калийных и
других солях сульфатно-хлоридного типа, а в Волгоградском
Поволжье и соляных куполах Прикаспия — крупные залежи
мономинеральной (на 95—98%) породы белого или водяно-про-
зрачного цвета (Справочник по литологии, 1983, с. 219). Мощ-
ность слоев до 35—40 м. Структура разнозернистая, чаще сред-
не- и крупнозернистая, близкая к гранобластовой, но иногда с
отдельными идиоморфными кристаллами. Под давлением воз-
никают полисинтетические двойники. Порода в основном седи-
ментогенная, образовавшаяся в последнюю, эвтоническую ста-
дию кристаллизации рапы. В меньших массах — гнездами —•
возникает при разложении карналлита в син- и диагенетичес-
ких, а также катагенетических преобразованиях.
72
8.5.3. ФТОРИДОЛИТЫ, ИЛИ ФЛЮОРИТИТЫ
Они образуют небольшие гнезда и скопления в пелитоморф-
ных хемогенных доломитах, гипсах, и ангидритах, отложивших-
ся на начальных этапах осолонения, а также еще меньшие-
скопления в органогенных, нормально-морских известняках
карбона, в виде цемента (до 40%) красноцветных песчаников-
верейского горизонта нижнего карбона Подмосковного бассей-
на и землистые массы — ротовкиты (от ручья Ротовки у г. Ве-
реи Московской обл.), состоящие из аморфных глобуль (0,03—
0,05 мм), похожих на опаловые, но слегка фиолетовые. Опре-
деляются по кубической (и комбинациями куба с октаэдром и
додекаэдром) форме, фиолетовому цвету, совершенной октаэд-
рической спайности (в четырех направлениях под косым угдом),
часто видной в шлифе или иммерсионных препаратах в виде
равносторонних треугольников, по изотропности и низкому
(1,433—1,434) показателю преломления.
Флюорититы, по-видимому, полигенетичны. Помимо эвапо-
ритовых, о чем свидетельствует весь породный парагенез, обыч-
ны флюориты гидротермальные как вулканических, так и авул-
канических областей, возникающие при массовой подаче фтора;
из стратисферы.
Осадочные флюориты на территории нашей страны извест-
ны из нижнего кембрия Алданского щита, карбона Подмос-
ковья и перми многих районов восточной части Русской плат-
формы.
8.5.4. РАСТВОРИМЫЕ КАРБОНАТОЛИТЫ
Это практически только содовые породы (содолиты) — бе-
лые, землистые или кристаллические, состоящие из ромбоидаль-
ных табличек ромбической сингонии, с низкими (1,440; 1,425 и
1,405) показателями преломления, но с высоким (0,035) дву-
преломлением, легко растворяются в воде, а с кислотами вски-
пают, образуются в значительных массах на средних стадиях
выпаривания содовых озер (Сивашских, Кулундинских и др.),,
возможно, в результате обменной реакции Na2SO4 с приноси-
мым с суши Са(НСО3)2 или биохимическим способом, при вос-
становлении сульфата натрия микроорганизмами в Na2S и воз-
действия на сульфид СО2: Na2SO4^-Na2S + O4; Na2S + H2O +
4-CO2=Na2CO34-H2S. Сода нередко ассоциируется с гейлюс-
ситом.
В аридных странах растворенная в почвенных водах сода
образует на поверхности выцветы в виде слабого панциря. На-
леты соды обычны в вулканических районах: она образуется из
возгонов.
73:
8.5.5. Н ИТР АТОЛ ИТ Ы
Нитратолиты, или селитровые породы (натриевые и калие-
вые), легко растворимые в воде, накапливаются только в арид-
ном климате в результате бактериального разложения органи-
ческих остатков, в том числе и копролитов. Они также ассоци-
ируются с мирабилитом, глауберитом, галитом и гипсом, встре-
чаются в известняках. Бесцветные или белого цвета, от приме-
сей йодатов — желтоватые. Натровая (чилийская) селитра —
тригональная, ромбоэдрическая, сходная с кальцитом, но с бо-
лее низким преломлением (п0=1,585, п/=1,337) и значительно
более высоким (0,248) двупреломлением, образует зернистые
массы, корки, выцветы, солончаки и пластовые накопления по-
нижений, в которые селитра сносится из почв. В Доронинских
юзерах Забайкалья отлагается самосадочная селитра с глау-
беровой солью. Калиевая селитра — ромбическая, игольчатая,
сходная с арагонитом, но с более низким преломлением (1,506;
1,505; 1,335), встречается главным образом в виде выцветов в
почвах и налетов в пещерах. Нитратолиты являются ценным
азотистым и калиевым удобрением.
8.5.6. БОРАТОЛИТЫ, ИЛИ БОРАТОВЫЕ ПОРОДЫ
Основными боратолитами являются гидроборацитовые и бо-
рацитовые породы белого или иного (от примесей) цвета, кри-
сталлические и землистые, в виде натеков, сферолитовых обра-
зований, жил, линз и редких пластов, встречающихся в гипсе
(в том числе и в верхней части соляных куполов), ангидрите,
других солях и глинах. Гидроборацитовые скопления волокнис-
тые и игольчатые, похожие на гипс (сингония также моноклин-
ная), но с более высокими преломлением (1,565—1,571; 1,534;
1,517—1,522) и двупреломлением (0,048—0,049). Борацитовые
образования слагаются кубическими (в действительности они
псевдокубические, их сингония ромбическая), тетраэдрически-
ми или додекаэдрическими кристаллами и тонкозернистыми
мраморовидными массами, часто в виде вростков в гипсе, ан-
гидрите и других кристаллах. Преломление высокое (1,673,
1,667, 1,662), а двупреломление низкое (0,011).
8.6. ГЕОЛОГИЯ ЭВАПОРИТОВ
Эвапориты известны из всех геологических систем фанеро-
.-зоя, начиная с нижнего кембрия. Лишь в ордовике они не уста-
новлены, формировались, вероятно,’ также в позднем протеро-
зое, но залежи не сохранились; продолжают осаждаться и в
«современных водоемах.
Ангидриты и гипсы в максимальных объемах накаплива-
лись в перми, кембрии, поздней юре и третичном периоде. Мощ-
ности их пластов достигают десятков и первых сотен метров.
74
Меньше всего их в карбоне и мелу. Залежи каменной соли рас-
пространены на всех континентах, лишь в Антарктиде они не
установлены. Наибольшее ее количество (более 80% всех запа-
сов) приходится на Евразию. Общие запасы соли на Земле
12ч-14-1015 т (Справочник по литологии, 1983, с. 225). Место-
рождения калийных и калийно-магниевых солей менее распро-
странены, наибольшие их запасы в перми, верхнем девоне и
верхней юре. Месторождения калийных солей неизвестны в Ан-
тарктиде и Австралии. Общие запасы их на Земле 1100-199 т„
и более 81% этих запасов — хлористые соли. Запасы калий-
ных солей составляют 0,01% от запасов каменной соли. Чет-
вертая часть суши покрыта эвапоритами (Петтиджон, 1981».
с. 551), и 60% разрезов содержат хлоридолиты.
Площади соленосных бассейнов достигают и превосходят
100 тыс. км2. Соленосная формация Кастиль (пермь) занимает
площадь диаметром 322 км (штаты Техас, Нью-Мексико и
часть Мексики), имеет мощность 1220 м, на 95% состоит из
эвапоритов, из них 360—457 м мощности приходится на ангид-
рит, который формировался (по годичным слоям), по Аддену,
свыше 306 тыс. лет. Отдельные слои коррелируются на 113 км.
Соотношение галита и гипса (ангидрита) составляет 1 : 4, тогда
как обычно оно 30 : 1. Эвапориты цехштейна (верхняя пермь)
Северо-Западной Европы занимают площадь более 250 000 км2
(большая часть акватории Северного моря, часть Англии, Да-
ния, Нидерланды, север Германской равнины, Польша, Россия
и др.), имеют мощность свыше 1 км. Обширны площади солей
перми востока Русской платформы (от Северного Урала до
Каспийского моря), нижнего кембрия Сибирской платформы и
других регионов.
Эвапоритовые формации четко цикличны. Цикличность мно-
горанговая — от миллиметровой до сотен метров и 1—2 км.
Средние циклиты (мезоциклиты) начинаются известняками и
доломитами, их перекрывают ангидриты (и гипсы), затем га-
лит, а заканчивают цикл (не во всех разрезах) калийные соли
и более сложный набор соляных минералов (сульфатов и хло-
ридов) , бишофит и боратолиты. Наиболее мощны в этих цик-
лах, как и вообще в эвапоритовых формациях, галитовые тол-
щи, если они есть в разрезе. Например, на востоке Германии
разрез цехштейна разбивается на 4 основных цикла (снизу
вверх; Швецов, 1958, с. 307):
1. Базальный ангидрит, 2—15 м.
2. Древняя каменная соль, 40—700 м.
3. Древняя калийная соль, 6—50 м.
4. Глина серая, соленосная, начинающая «молодую за-
лежь», 5—30 м.
5. Главный ангидрит, 30—80 м.
6. Каменная соль, 40—50 м.
7. Калийная залежь, 5—10 м.
8. Каменная соль промежуточная, 45—60 м.
75
9. Калийная залежь, 5—10 м.
10. Соленосная глина и ангидрит, 30 м.
11. Каменная соль, 50 м.
Соликамская залежь (конец артинского века — конец кун-
гурского) Верхнекамского месторождения имеет более простое
строение (снизу вверх):
1. Глинисто-карбонатно-ангидритовая толща, 350 м.
2. Серая калийная соль с ясными годовыми циклитами,
250—400 м.
3. Сильвинитовая толща с калий-магниевыми солями, 20—
150 м.
4. Покровная каменная соль с прослоями глин и мергелей,
100—150 м.
Из-за большой пластичности солевых пород происходит час-
тое диапирообразование, для чего достаточно небольших гради-
ентов давлений на соседних участках, создаваемых как первич-
ными различиями мощности, так и дифференциальными текто-
ническими движениями. При этом соль создает штоки — диа-
пиры высотой до 2—3 км и больше и диаметром больше 3 км.
Подавляющая часть эвапоритов приурочена к платформам,
особенно к перикратонным опусканиям. В геосинклиналях они
редки. Многие эвапоритовые формации нефтегазоносны или ас-
социируются с таковыми. В регионе Персидского залива изве-
стны эвапориты позднедокембрийского, кембрийского, юрского
и третичного возраста, т. е. на протяжении более 600 млн лет
этот регион находился в аридной зоне или был недалеко от нее.
В Прикаспии примерно такой же диапазон: поздний девон,
пермь, поздняя юра и голоцен.
Эвапоритообразование появилось на Земле, по-видимому, с
середины протерозоя, когда в гидросфере сформировались до-
статочные запасы сульфатного аниона. И далее оно проявля-
лось циклично, одновременно эволюционируя. В ископаемых
эвапоритах отсутствуют или редки и мелки слои сульфатов нат-
рия (мирабилит и др.), содовых минералов, но они заключают
калийные соли и мощные толщи ангидрита и гипса (Анатоль-
ева, 1972; Жарков, 1974, 1984; Жарков и др., 1980, 1981; Зако-
номерности..., 1985; Кореневский, 1965; Иванов, 1953; Иванов,
Воронова, 1972; Осадочные..., 1987; Страхов, 1956, 1960—1963;
Яржемский, 1967; Lotj^, 1938).
8.7. ПРОИСХОЖДЕНИЕ ЭВАПОРИТОВ
Хотя образование соляных пород происходит у нас на гла-
•зах — вследствие выпаривания водных бассейнов, и оно доско-
нально изучено химиками и физикохимиками, многократно вос-
произведено экспериментально, и познанные закономерности
широко используются в промышленности, остаются не до конца
ясными многие геологические стороны происхождения эвапо-
ритов.
76
8.7.1. ИСТОЧНИК ВЕЩЕСТВА
До последнего времени источник вещества не вызывал сомне-
ния — это запасы солей Мирового океана, постоянно пополняющи-
еся терригенным сносом растворимых соединений из коры вывет-
ривания и получающие незначительную добавку из гидротерм
(Коган, 1968; Страхов, 1960—1963; Химия океана, 1979, т. 2;
и др.), но сформировавшиеся за всю 4,5-миллиардную историю
Земли и настолько превосходящие ежегодный внос из любых
источников, что последний даже в течение сотен тысяч лет не
может изменить его. Этот запас оценивается в 33-1015 т (Сон-
ненфелд, 1988) или 47,80-1015 т, а ежегодный внос в океан ре-
ками растворенных веществ — 3690 млн т (если считать гидро-
карбонаты через НСО3~) или 2870 млн т (если считать гидро-
карбонаты в виде СОз2-; Химия океана, 1979).
Таблица 8.3
Состав солей океанов, по Ф. Кларку и X. Вашингтону (1924)
(из Петтиджона, 1981, с. 553)
Соль Содержание, % Соль Содержание, %
NaCl 77,76 k2so4 2,45
MgCl2 10,88 СаСО3 0,35
MgSO4 4,74 MgBr2 0,22
CaSO4 3,60 Сумма 100,00
Состав солей Мирового океана (табл. 8.3), остающийся ста-
бильным во времени и по площади, Характеризуется тем, что
около 4/5 его (или 77,76%) приходится на хлористый натрий.
Вместе с хлористым магнием (10,88%) хлориды составляют бо-
лее 88,5% растворенных в морской воде солей. Общая их сумма
равна примерно 3,5% (или 35%^ массы морской воды.
Хотя состав растворенного вещества, вносимого реками
(Дривер, 1985; Сонненфелд, 1988; Химия океана, 1979, т. 1 и 2),
отличается от солевого состава морской воды (в речном стоке
существенна доля карбонатов), но это не меняет последний, так
как карбонаты довольно быстро осаждаются биологически или
химически. Солевой состав гидротерм более близок к океан-
ской воде, а имеющиеся отличия из-за незначительности мас-
штабов гидротермального вноса (Химия океана, 1979, т. 2) не
могли изменить соотношение солей в воде морей и океанов.
Однако с открытием горячих рассолов во впадинах дна
Красного моря (1964) стали пересматриваться представления
об источниках солевого вещества, из которого формируются
эвапоритовые осадки. Но существенных изменений они не пре-
терпели, так как источником солей рассолов были не ювениль-
ные флюиды, а ранее сформировавшиеся эвапориты — в ос-
новном мессинского (позднемиоценового) возраста, залегающие
77
в бортах Красноморской впадины. И хотя с тех пор на дне Ти-
хого и других океанов были открыты многие горячие источни-
ки, например черные и белые «курильщики», остается открытым
вопрос о размерах этого вноса.
В целом состав солей эвапоритов аналогичен солевому со-
ставу морской воды, что и определяет непосредственный ис-
точник солей.. Однако более детальное рассмотрение состава
различных месторождений солей показывает многие отличия не
только от состава морской воды, но и от современных эвапо-
ритов. Древние эвапориты слагаются помимо главного компо-
нента — галита мощными толщами ангидрита, гипса,, калийных
солей и почти лишены сульфатов натрия, содовых и других
минералов, образующихся при выпаривании современной мор-
ской воды. Все это указывает, что кристаллизация солей —
сложный и изменчивый процесс, управляющийся не только их
растворимостью, но и исходным составом, температурным ре-
жимом и постоянным вносом как растворов солей, так и сили-
катной и иной (органической, карбонатной и т. д.) взвеси, осо-
бенно глинистой. Кроме того, составом образующихся твердых
фаз управляют, как это ни парадоксально, чисто механические,
например медленные тектонические, движения (см. 8.7.3}.
Источники солей внутриконтинентальных, озерных водоемов,
хотя они известны в основном по четвертичным примерам, еще
более неясны. Одни (Страхов, 1960—1963) главным считают
коры выветривания, другие (Петтиджон, 1981, с. 552) — захо-
роненные в древних осадках морские воды («ископаемые» мор-
ские воды и рассолы), промываемые поверхностными метеор-
ными водами, а также соль из брызг моря, переносимых вет-
рами на сушу. Подтверждением первой части этой точки зре-
ния служат хлорнатриевые озера Эльтон и Баскунчак в При-
каспии, питаемые пермскими солями соляных куполов, возвы-
шающихся на их берегах. Эоловый источник соли требует коли-
чественной оценки.
Ф. Кларк приводит довольно приблизительную оценку еже-
годного эолового поступления солей с моря на сушу: 2—20 т со-
ли на 1 км2 суши. Так, соленое оз. Самбхор (Индия) площадью
5700 км2, удаленное от моря на 400 км, получает ежегодно
3000 т морской соли.
8.7.2. СПОСОБ ОБРАЗОВАНИЯ
Способ образования солей с первого взгляда кажется яс-
ным — химический, т. е. выпадение из пересыщенных раство-
ров — рапы — в виде отдельных частиц — кристалликов (Ва-
ляшко, 1961; Фивет, 1968). Соли, следовательно типичные се-
диментационные образования. Это многократно проверялось
экспериментально и в массовом масштабе — на промышленных
объектах — соляных приморских прудах. Одним из первых этот
эксперимент в научных целях поставил француз Ж. Узильо
78
(1849), выпаривший средиземноморскую воду (рис. 8.3). При
уменьшении объема морской воды наполовину осаждались
окись железа и СаСО3. Когда объем составил 0,2 от первона-
чального, выпадал гипс, а при уменьшении его примерно до 0,1
начинал кристаллизоваться галит. Дальнейшее сокращение
объема приводит к выпадению сульфатов и хлоридов магния и
в заключение — NaBr и КС1.
Тем не менее из этого по-
рядка кристаллизации солей
имеется много исключений, ко-
торые не опровергают общую
последовательность, но показы-
вают ее деформацию под влия-
нием многих геологических
факторов: распреснения, осу-
шения, изоляции от питающего
бассейна и соединения с ним,
вноса глинистого и органичес-
кого материала, дифференци-
альных тектонических движе-
ний, петрофонда окружающей
суши и т. д. Многие из этих
условий определили химичес-
кие типы солеродных бассей-
нов (см. 8.7.3), установленные
М. Г. Валяшко (1961, 1963).
Помимо основного, седимен-
тационного, способа большую
роль играет сингенетичный
(элювиальный) метасоматоз,
происходящий как в фазы пере-
Рис. 8.3. Схема Ж. Узильо—Иенеке;
количество морской воды (пропор-
циональное площади кругов), выпа-
ривающейся для выпадения карбона-
тов (/), гипса (2), каменной соли
(3), каменной соли и ангидрита (4),
каменной соли и полигалита (5) и
магнезиальных и калийных солей (6)
рыва, растворения, так и при
непрерывном осадконакоплении.
Крупные и особенно гигантские
соляные кристаллы растут «из ила» и в «илу», хотя стадии вы-
падения из наддонного рассола и дорастания в осадке часто
трудно разделить. Вторичность кристалла отражается не толь-
ко в его крупных размерах, но и в воронковидности, зонально-
сти, пойкилитовости, двойниковании (полосчатом и решетча-
том) карналлита. По зонам роста располагаются капли рапы с пу-
зырьками газа, самостоятельные газовые пузырьки, глинистое
вещество, микрокристаллики ангидрита, доломита, магнезита
и других минералов. Вторичными сингенетичными и более позд-
ними являются брекчиевые, будинированные, желваковые, уз-
ловатые структуры, структуры замещения и высаливания, а
также порфировидные, радиально-лучистые, пучковые структу-
ры, более поздними — гранобластовые, гипидиобластовые, воз-
никающие при перекристаллизации. Вторичны каркасная, пе-
тельчатая, пятнистая, линзовидная, нередко массивная тексту-
ры, не говоря уже о крупноплойчатой и флюидальной — в со-
79
ляных куполах, в которых текстура тектоногенна (Жаркова,
1976; Петтиджон, 1981; Разумовская, 1931; Справочное..., 1958;
Яржемский, 1967; Яржемский и др., 1974; Udden, 1924; и др.).
В противоположность вторичным, постседиментационным,,
первичные, седиментационные структуры мелкозернисты, но мо-
гут быть и крупнозернистыми, гипидиоморфными, когда, осо-
бенно в стадию эвтоники, кристаллизуется главная масса со-
лей. Взаимоотношения зерен в большой степени неконформны, и
из межкристальной рапы позже выпадают вторые генерации
минералов, часто иного состава, образующие инкрустационные
заполнения. В первичных кристаллах могут быть жидкие вклю-
чения, и они располагаются зонально. Первичные текстуры
слоистые, хотя могут быть и массивные. Слоистость, особенно
четкая в галите и сильвините, отражает сезонные и годичные
изменения соленакоплений. Толщина слойков варьирует от мил-
лиметров до сантиметров и дециметров. Границы слойков и са-
ми слойки часто нарушаются постседиментационным разраста-
нием кристаллов, которые обычно растут вертикально, делают
слоевые швы зубчатыми и разрывают вышележащие слои.
При перерывах, особенно при осушениях, образуются гип-
совые и другие панцири.
Эвапориты накапливаются и механогенным способом —
эоловым перевеванием подсушенных пляжей, сложенных гип-
сом, ангидритом и, возможно, другими солями. Образуются ко-
сослоистые песчаные гипсы и ангидриты, слагающие нередко
высокие дюны.
8.7.3. УСЛОВИЯ ФОРМИРОВАНИЯ
Условия формирования эвапоритов в главном однообразны:
это аридные зоны Земли к северу и югу от экватора; в настоя-
щее время они располагаются между 15 и 45° с. ш. и 20—
55° ю. ш. (в Южной Америке доходят почти до экватора). Со-
временные солеродные бассейны небольшие по размерам и в
основном внутриконтинентальные, озерные, например в Кулун-
динских и Барабински.х" степях Западной Сибири, озера в За-
байкалье, Казахстане (Дзенс-Литовский, 1968; Фивег, 1956,
1968). Многие из них содовые, мощность солей достигает 6—
7 м. Хлоридные озера, например Эльтон и Баскунчак, питаю-
щиеся из соляных куполов, осаждают более мощные (до 20—
80 м) соли. Приморские озера, например Сакские, Сивашские,
имеют и морское питание, относятся чаще к сульфатно-хлорид-
ному типу, отлагают маломощные (в несколько метров) соли.
Наиболее крупным и знаменитым водоемом такого типа яв-
ляется отгороженный песчаным баром шириной 5—10 км за-
лив Каспийского моря Кара-Богаз-Гол глубиной 5—7 м, с вод-
ной поверхностью примерно на 10 м ниже уровня Каспия и со-
общающийся с ним фактически рекой с односторонним течени-
ем — из моря в залив (Дзенс-Литовский, 1966, 1968). Лишен-
80
ный притока пресных вод залив фактически служит выпарива-
телем для Каспия: он сильно прогревается до дна, концентра-
ция солей в нем в 24 раза больше каспийской и в него за год
уходит больше солей (с каспийской водой соленостью 1%) —
свыше 300 млн т, — чем получает Каспий из всех рек бассейна.
Поэтому Каспий опресняется. В Кара-Богаз-Голе долго отла-
гался (зимой) лишь мирабилит, большей частью растворявший-
ся летом. Но в последние несколько засушливых лет начал фор-
мироваться и слой (до 2 м) галита - с примесью других солей.
Скважинами вскрыта вся 40-метровая эвапоритовая толща,,
расчленяющаяся на 3 циклита — три соляные толщи, разде-
ленные иловыми слоями с карбонатами и гипсом (Дзенс-Литов-
ский, Васильев, 1961).
В озерных залежах главными являются галит, мирабилит,
тенардит, сода, а гипс и ангидрит редки, калийные соли прак-
тически отсутствуют (Дзенс-Литовский, 1963). Чередование со-
лей годично-цикличное, позволяющее довольно точно подсчи-
тать время формирования солей (Фивег, 1954). Так, соль (до*
4,5 м) в Сакском озере Крыма формировалась в течение 150—
175 лет, в сухое время, начавшееся примерно 2150—2175 лет
назад. Подсчет велся по годовым слоям соли, то более свет-
лым, то темным (отвечают более влажным годам), и по сред-
ней мощности годового слоя соли в самосадочных озерах. Соль
перекрыта черным илом, накопление которого означало увлаж-
нение климата. Время его формирования подсчитывалось по*
чередованию микрослоечков: весенних, более глинистых, лет-
них — биогенных, обогащенных органическим веществом, а нев-
редно и зимних, хемогенных, более светлых.
За аналог морских солеродных бассейнов прошлого может
быть принят, с большими ограничениями, залив Шарк (Акулий
залив) в Западной Австралии, к северу от Перта. Длина его*
свыше 200 км, ширина свыше 100 км. Крупными песчаными ба-
рами он отделен на северо-западе от Индийского океана и ост-
ровами, полуостровами, косами, барами, водорослевыми био-
стромами разделен на множество заливов и ванн, в которых,,
в глубине залива, идет выпадение каменной соли. Характерен
парагенез эвапоритов, водорослевых биогермов, карбонатных
биогенных, хемогенных и механогенных отложений.
Современные солеродные бассейны не могут служить пол-
ными аналогами бассейнов прошлого ни по размерам, ни по*
набору солей, ни по мощности соляных толщ (Дерпгольц, 1963;
Дривер, 1985; Сонненфелд, 1988). Причина отличий прежде
всего в иных тектонических и географических планах — в от-
сутствии огромных мелководных морей на континентах, распо-
ложенных в аридных поясах Земли. Это связано с высоким
рельефом материков и высоким уровнем океана, затопившего*
все возможные для выпаривания перикратонные акватории.
Однако остаются вопросы: 1. Как могли образоваться мощ-
ные толщи древних эвапоритов? 2. Чем объяснить разнообразие
81
эвапоритовых формаций при едином плане строения? 3. Как
образовывались залежи калийных солей?
Большие мощности (до 1—2 км) древних эвапоритовых
формаций пытались объяснить необычайно большой (до 20 км
и более) глубиной древних солеродных бассейнов, так как из
расчетов выходило, что лишь для отложения 3 м гипса необхо-
димо полное высыхание водоема глубиной 4200 м. Ф. Дж. Пет-
тиджон (1981, с. 553) приводит другой расчет: из 305-метрового
слоя морской воды при полном осаждении солей образуется их
пласт в 4,6 м, и в нем 0,15 м — сульфат кальция, 3,6 — хлорис-
тый натрий и 0,8 м — другие соли (калия, магния и-г.-д.).
Давно были высказаны возражения п^отйв-^ю^иих глу-
•бин древних солеродных бассейнов: 1)' все известтг&е эвапори-
товые формации накапливались в мелководных, обычно плат-
форменных водоемах, глубина которых практически не превы-
шала 100 м, о чем свидетельствуют биогермы, внутриконтинен-
тальное положение многих из них, признаки высыхания, мелко-
водность несолевых пропластков и т. д.; 2) выпаривание глубо-
ких бассейнов шло бы исключительно медленно, так как про-
греть глубинные воды весьма трудно, и в них соль снова раст-
ворялась бы; медленное же (в течение многих геологических пе-
риодов) повышение солености выше нормальной (3,5%) неиз-
бежно сказалось бы на исчезновении биоты, чего мы не уста-
навливаем в истории Земли; 3) бассейны с глубиной 15—20 км
лзостатически неустойчивы на Земле, поэтому они практически
невозможны.
К. Оксениус (Ochsenius, 1887) на примере залива Кара-Бо-
газ-Гол, взятого им за модель своей «теории баров», «прими-
рил» взаимоисключающие параметры древних солеродных бас-
сейнов — малые глубины и большие мощности формаций. Не-
обходимы по крайней мере два сообщающихся бассейна: пита-
ющий (море, океан) и выпаривающий (лагуна, залив, наплит-
ное море), мелководный, расположенный в аридном поясе,, от-
деленный от питающего так, что поддерживается постоянный
ток воды (например, разницей уровней) в одном направле-
нии — от питающего бассейна к выпаривающему — через бар
или другое препятствие. Литодинамика моря, аккумулирующая
у отлогого берега песчаные прибойные бары, способна поддержи-
вать равновесие при почти любой скорости прогибания выпари-
вающего бассейна. Последнее необходимо для накопления толщ
большой мощности, причем в неизменных мелководных услови-
ях. Без механических (тектонических) и гидродинамических
(прибоя) движений один химический процесс неспособен сфор-
мировать эвапоритовую формацию, что показывает несводи-
мость геологических процессов к химическим или физическим.
Палеогеографические и палеотектонические реконструкции
пермских солеродных бассейнов в Приуралье, в северо-запад-
ной Европе, на юге Северной Америки и в других регионах при-
водят именно к такой модели, только масштабы выпариватель-
82
них бассейнов были несоизмеримы с Кара-Богаз-Голом: они
занимали площадь до половины платформ или континентов.
При этом барами нередко служили биорифовые образования,
парагенез которых с эвапоритами обычен. Он устанавливается
и в позднеюрском солеродном бассейне Северного Кавказа.
Таким образом, большие мощности многих эвапоритовых
формаций свидетельствуют не о глубине солеродных бассейнов,
а о скорости и длительности его прогибания. Однако в послед-
нее время возрождаются представления и о большой глубине*
(в сотни метров) древних солеродных бассейнов (А. Л. Ян-
шин и др.). Основанием для этого послужило несоответствие
большой скорости накопления эвапоритов (сантиметры и де-
сятки сантиметров в год) с медленностью вертикальных текто-
нических движений — опусканий (сотые и десятые доли милли-
метра в год). Действительно, приходится допускать глубины в
первые сотни метров. Косвенным подтверждением этому слу-
жат рассолы Красного моря.
Разнообразие эвапоритовых формаций, прежде всего разли-
чие древних и современных, отличия в полноте состава древних
солей, разные химико-минералогические типы, имеет тектониче-
ское, палеогеографическое, литологическое и химическое объ-
яснения. Главные различия сведены М. Г. Валяшко (1961,
1963), Н. М. Страховым (1963) к трем гидрохимическим типам
солеродных водоемов (рис. 8.4): 1) содовый, или карбонатный
(углекислый), 2) сульфатный (сернокислый), 3) хлоридный.
Второй и третий типы представлены несколькими подтипами.
Рис. 8.4. Общая схема галогенеза в
современных озерах засушливой зо-
ны (по М. Г. Валяшко, 1963; см.
Н. М. Страхов, 1983)
I — содовые озера? 1а — сильносо-
довые, 16 — умеренно содовые, 1в —
слабосодовые; II — сульфатные озе-
ра: Па и Па' — натриево-магниевые,
116 — натриево-магниево-кальциевые,
Пв — магниево-кальциевые; III —
хлоридные озера с NaCl, MgCU,
CaCh; / — карбонатная стадия; 2 —
сульфатная стадия; 3 — хлорндная
стадия; 4 — сульфатные осадки,
сильно загрязненные примесями со-
ды; 5 — галит, сильно загрязненный
примесями сульфатов натрия
О/ 1Ж2 ЕШ? ^4 Hi
Содовый тип — озерный, внутриконтинентальный (Кулун-
динские, Барабинские степи) и реже прибрежно-морской
(Крым) подтипы. Главные соли — карбонаты натрия, кальция
и магния, подчиненные — сульфат и хлорид натрия. Карбонат
кальция концентрируется до солености 0,1%, затем начинает
выпадать в осадок и при солености 1% практически нацело из-
83.
гоняется из воды. Более растворимый карбонат магния имеет
максимум концентрации позже, при , солености 0,3—0,4%, и
полностью изгоняется из раствора при солености 3—4%. Из
магнезита и кальцита формируется в илу доломит, который
.иногда устойчиво накапливается до общей солености 12—13%,
после чего наступает гейлюсситовая стадия, а затем и содовая:
.карбонат натрия концентрируется до солености 28%, после че-
го он выпадает сначала в виде бикарбоната, а потом и моно-
карбоната. Концентрация сульфата и хлорида натрия продол-
жает расти, и это иногда приводит к их выпадению в самом
конце эвапоритового цикла, но обычно в виде незначительных
по массе накоплений. Параллельно с ростом солености растет
и pH: при 0,2% он 9,4, а при солености 1 и 25% соответствен-
но 10 и 11,6. Для общей характеристики содовых водоемов
предложен коэффициент содовости лс = —-—Выделяются
S солей
сильно (Лс>30%), умеренно (Кс=30—3%) и слабо содовые
озера (Дс<3%). Содовые озера образуются и существуют толь-
ко за счет соответствующего питания карбонатами, прежде все-
го карбонатами натрия, сносимыми в водоемы реками и грун-
товыми водами из окружающих почв и кор выветривания.
Сульфатный тип водоемов — морской и прибрежно-морской.
Главные компоненты — сульфат и хлорид натрия, меньше
'Сульфатов кальция и магния, немного хлорида магния, а кар-
бонат* натрия отсутствует. По деталям соотношения солей вы-
деляются подтипы. Они, а также стадии соленонакопления ха-
рактеризуются изменениями pH от весьма щелочного вначале
(9,0—9,4) и в относительно более карбонатных подтипах до до-
вольно низкого (7,5—8,0) в конце выпадения солей и в подти-
пах более хлоридового состава. Карбонатная и сульфатно-каль-
циевая стадии растягиваются до довольно высоких значений
общей солености (соответственно 3,5—13(14) и 13—26%). По-
следовательность выпадения других солей, как и в иных типах
бассейнов, определяется их возрастающей растворимостью и
правилами Нернста и Нойеса. По первому из них растворимость
соли уменьшается в присутствии раствора соли, имеющей об-
щий ион, а по второму, наоборот, растворимость повышается в
присутствии раствора соли, не имеющей общего иона. Напри-
мер, растворимость КС1 и NaCl меняется так, как показано
в табл. 8.4 (Швецов, 1958, с. 303).
Увеличение температуры повышает растворимость одних со-
лей и понижает — других (рис. 8.5).
Вслед за гипсом или ангидритом выпадает из рапы NaCl
(при солености 26—32%), обычно весьма чистый или с незна-
чительной примесью гипса, доломита. Иногда за галитом осаж-
дается некоторое количество сульфатов (эпсомит и др.) и сме-
шанных солей (каинит). Это начало калиево-магниевой стадии
(при солености от 30—32 до 36—38% и даже до 40%), закан-
чивающийся массовой кристаллизацией основной части солей:
84
Таблица 8.4
Влияние на растворимость повышения температуры
и смешения солей
Температура, °C Растворимость, г/л
NaCl КС1 в смешанном растворе
NaCl КС1
0 356,5 283,7 321 106
100 391,8 562,5 259 359
полигалита, каинита, астраханита, лангбейнита, кизерита, силь-
вина, карналлита, бишофита. Это стадия эвтоники. Поверх-
ностная рапа обычно исчезает, она становится межкристаль-
ной. Последними выпадают бораты, как правило, между ранее
выделившимися кристаллами.
Хотя интервал солености не-
большой, в ,калий-магниевой
стадии выделяются свои под-
стадии: сильвинитовая, кар-
наллитовая, бишофитовая. При
повышенном содержании в ра-
пе сульфата магния перед силь-
винитовой выделяется подста-
дия нормальных сульфатов.
Хлоридный тип — морской
или специфический озерный,
когда питание происходит за
счет соляных куполов (Эльтон,
Баскунчак), а также иного
о 100 200 300 365
Повышение t °----
Рис. 8.5. Зависимость растворимости
солей и силикатов от температуры
раствора (по Н. М. Страхову, 1962)

типа (Перекопские озера). Главными компонентами в растворе
являются NaCl, MgCl2, появляется СаС12, есть КС1, но нет
MgSO4, вода практически бессульфатная, ее pH низкий (~7,5).
Уже при солености 25% NaCl достигает стадии насыщения, а
при 36—38% — изгоняется из рапы. В ней главным остается
MgCl2, накапливается СаС12. Хотя общая последовательность
выпадения солей по сравнению с сульфатным типом сохраняет-
ся, но существенно сдвигаются уровни насыщения (карбона-
ты Са и Mg удерживаются в растворе до солености 18—20%),
а стадия сульфатов кальция может выпадать.
Гидрохимические типы солеродных водоемов генетически
связаны между собой, что выражается в их направленной эво-
люции: содовые водоемы имеют тенденцию превращаться в
сульфатные, а эти последние — в хлоридные,- Перерождение
(метаморфизация) рапы происходит по мере изменения состава
питающими ионами, среди которых большую роль играют по-
глощенные катионы в глинистых минералах. М. Г. Валяшко
(Валяшко, Петрова, 1952) различает прямую и обратную ме-
таморфизацию. Прямая метаморфизация (Курнаков, 1896) вы-
85
зывала понижение содержания сульфатного иона, что в конеч-
ном итоге приводило к образованию водоемов хлоридного ти-
па и образованию бессульфатных калийных солей, полностью
лишенных сульфатов К и Mg. Обратная метаморфизация при-
водила к повышению содержания сульфатного иона, способ-
ствовала широкой кристаллизации сульфатов К и Mg и была
причиной эволюции бассейнов как бы в обратной последова-
тельности.
Ф. Дж. Петтиджон (1981, с. 554) обсуждает другие меха-
низмы, приводящие к разнообразию разрезов эвапоритов: по-
следовательное выпаривание и выпадение солей в ступенчато
(на разных гипсометрических уровнях) расположенных бассей-
нах и механизм привноса-выноса. По первому, весьма сложно
(и потому не часто) осуществляющемуся механизму во втором
или третьем бассейне галит может ложиться сразу на карбо-
наты, минуя гипсовый слой (он мог полностью осесть в пер-
вом или втором бассейне при солености, еще недостаточной для
кристаллизации галита). Второй механизм был предложен для
объяснения мощных ангидритовых толщ формации Кастиль
(пермь) в Техасе и Нью-Мексико. В полуизолированном море
Кастиль концентрированные воды опускались на дно и частич-
но выносились в океан, а воды последнего (по подсчетам в
10 раз большего объема) непрерывно верхним течением попол-
няли выпаривающийся бассейн, в котором мог осаждаться
только гипс, а через 0,001 периода седиментации (если принять
температуру воды в 30°С) — и ангидрит. Стадия галита, та-
ким образом, наступала с большим запаздыванием и в мень-
ших по сравнению с типовым выпариванием (по механизму Ка-
ра-Богаз-Гола) объемах, что и наблюдается в действительности
в пермской формации Кастиль.
Для объяснения маломощных (в среднем по 3 м), но мно-
гих (до 40 в формации Беллерофон верхней перми на севере
Италии) доломитово-гипсовых циклитов предложена модель
себхи (Петтиджон, 1981, с. 555), т. е. периодически осушающей-
ся и затапливаемой морем прибрежной соленой болотистой рав-
нины. Иногда таким образом может отлагаться и галит. Эту
модель распространяют на многие формации от девона в юж-
ной части Альберты и в Саскачеване (Канада) до мела на
Шпицбергене и верхнего миоцена (серия Солфифера) в Сици-
лии.
Все эти механизмы и модели лишь дополняют и развивают
основную геологическую модель Кара-Богаз-Гола.
Залежи калийных солей при обычном процессе выпаривания
практически образоваться не могут, так как их растворы ста-
новятся насыщенными только после эвтоники, когда исчезает
надкристальная рапа. Калийные соли, следовательно, в основ-
ной своей массе могут выпадать в поровом пространстве между
кристаллами и этим «обречены» на примесное положение. Од-
нако калийные соли образовывались чистыми и мощными зале-
86
жами (Кореневский, 1965; Фивег, 1955). И здесь снова под-
ключается геологический процесс, который делает возможным
то, что чисто химически неосуществимо. Объяснение почти па-
радоксальное, во всяком случае оригинальное и простое. Это
дифференциальные тектонические движения, с помощью кото-
рых можно как бы перекосить поверхность солеродного бассей-
на, чтобы из относительно более высокой его части межкрис-
тальная рапа вытекла на поверхность и скопилась в нижней ча-
сти в виде небольшого озера. В его рапе, уже лишенной катио-
на натрия, кристаллизуются только калийные и магниевые со-
ли, а также бораты. Если будет поддерживаться подъем одной
части бассейна (или ее отставание при общем прогибании со-
леродного бассейна) длительное время, то и формирование чис-
тых калийных солей продолжится. Поскольку требуется доста-
точно согласованное действие ряда процессов, то полностью мо-
дель осуществляется не часто. И действительно, месторожде-
ния калийных солей единичны.
8.8. ТЕОРЕТИЧЕСКОЕ И ПРАКТИЧЕСКОЕ
ЗНАЧЕНИЕ ЭВАПОРИТОВ
Теоретическое значение эвапоритов определяется тем, что
по ним уверенно восстанавливаются аридный тип седиментоге-
неза и мелководность солеродных бассейнов. Хотя последние
могут быть и глубиной до 100—200 м, но геосинклинальный тип
бассейнов им противопоказан. Более тонкие отличия типов эва-
поритов позволяют восстанавливать характер и детали терри-
генного питания, конкретные палеогеографические и палеотек-
тонические обстановки: расположение морского питающего бас-
сейна, отделяющего эвапоритовую ванну бара, план неравно-
мерных по площади тектонических движений и их знак, воз-
можность подпитки из грунтовых вод суши и т. д. Эвапориты
проливают свет и на ассоциирующиеся с ними коралловые ри-
фы, фосфориты и силициты. Установление аридных зон Земли
приводит к самой надежной реконструкции расположения па-
леоширот.
Практическое значение солей велико (Иванов, 1953; Коре-
невский, 1973; Udden, 1912). Соль — один из основных про-
дуктов питания, калийные и азотные соли — ценнейшие удоб-
рения, все соли — ценное химическое сырье, многие гипсы —
поделочные камни и сырье для стройматериалов и производства
алебастра; по сульфатам образуются месторождения серы (при
восстановлении углеводородами и дальнейшем окислении; Куд-
рявцев, 1966).
Глава 9
ФОСФОРИТЫ
9.1. ОПРЕДЕЛЕНИЕ, КЛАССИФИКАЦИИ
И НОМЕНКЛАТУРА
Фосфоритами (Ф) называют породы, больше чем на 50%
сложенные фосфатными минералами. При определении фосфо-
ритов как руды на фосфор (для удобрений) кондиции значи-
тельно ниже, в некоторых случаях (когда породы легко обога-
тимые, например рыхлые) до 5% Р2О5, например в оболовых
песках нижнего ордовика в Прибалтике. Кларк Р2О5 в глинах
0,17%, в известняках — 0,04%. Породы с 19,5% Р2О5 содержат
почти 50% фосфата кальция — «апатита», а с 7,8% — около
20% «апатита».
Фосфориты слагаются не алюмофосфатами и не железофос-
фатами, а кальциевыми фосфатами, относящимися к группе
апатита, точнее фторапатита (см. 9.3). Это биогенные и хемо-
генные минералы, в которых фосфор входит в состав организ-
мов, особенно в состав их скелета. Обладая «средней» раство-
римостью, соединения фосфора, главным образом в виде фос-
форного ангидрида (ортофосфорная кислота), могут насыщать
некоторые участки гидросферы и выпадать химическим спосо-
бом.
Фосфориты были известны в России с XVIII в. и исследу-
ются с середины XIX в. Первый химический анализ опублико-
ван в 1845—1846 гг. Ходневым и Кейзерлингом (Швецов, 1958,
с. 270). Большой вклад в их изучение внесли русские ученые
А. Д. Архангельский, Г. Н. Батурин, П. Л. Безруков, Г. И. Бу-
шинский, Б. М. Гиммельфарб, Э. А. Еганов, А. В. Ильин,
А. В. Казаков, Н. А. Красильникова, В. Л. Либрович, В. И. По-
крышкин, В. Я. Самойлов, А. С. Соколов, Н. С. Шатский,
Э. Л. Школьник, А. Н. Энгельгардт, Н. И. Юдин, А. Л. Яншин
и др., а также иностранные — Л. Кайё, П. Кук, А. Лакруа,
В. Е. Мак-Килви, Д. Мак-Коннел, Г. Р. Мансфелд, А. Ф. Род-
жерс, О. Фишер, К. У. Хайес, Р. П. Шелдон и др.
Поскольку минералогически фосфориты однообразны (все
они слагаются минералами группы апатита, точнее фторапати-
та), а различия минеральных видов внутри этой группы не рез-
кие и фосфориты часто полифосфатны, то основная классифи-
88
кация их структурная. Их структурные типы разнообразны, и
фосфориты по этому признаку лишь немного беднее известня-
ков. Большинство типов и групп этих пород аналогичны. Как
и известняки, они расчленяются прежде всего на пелитоморф-
ные (иногда афанитовые) и фанеромерные, т. е. яснозернистые.
Под микроскопом первые представляются биоморфными, а
именно радиоляриевыми (например, верхневолжские — юра,
Подмосковье), и микрозернистыми — микрооолитовыми и обло-
мочно-алевритовыми и просто бесструктурными, «сплошными».
Структурная классификация фосфоритов
А. ПЕЛИТОМОРФНЫЕ.
I. Биоморфные: радиоляриевые, фораминиферовые (?), во-
дорослевые.
II. Абиоморфные:
1. Бесструктурные аморфные («сплошные»).
2. Микрозернистые: 1) микросфероагрегатные: а) мик-
ропеллетовые, б) микрооолитовые, в) микросферолито-
вые и др.; 2) микрообломочные — алевритовые (т. е.
микрокластовые).
Б. ФАНЕРОМЕРНЫЕ, т. е. ЯСНОЗЕРНИСТЫЕ.
I. Биоморфные:
1. Ракушниковые: 1) брахиоподово-створковые (ободо-
вые и др.); 2) аммонитовые; 3) пелециподовые;
4) смешанные моллюсковые.
2. Губковые.
3. Строматолитовые.
4. Костяные брекчии.
II. Абиоморфные:
1. Сфероагрегатные: 1) оолитовые, 2) пеллетовые (коп-
ролитовые), 3) сферолитовые (и оолитово-сферолию-
вые), 4) конкреционные, 5) желваковые.
2. Обломочные: 1) грубообломочные (псефитовые):
а) брекчиевые, б) конглобрекчиевые; в) конгломера-
товые; 2) крупнообломочные: а) дресвяные, б) гра-
вийно-дресвяные, в) гравийные; 3) среднеобломочные
(псаммитовые) — песчаные разной крупности; 4) сме-
шанные, несортированные.
Фанеромерные фосфориты — это прежде всего самые цен-
ные и распространенные зернистые, т. е. почти исключительно
песчаные по структуре, породы с размером зерен от 0,05 до
2 мм. К ним примыкают более редкие дресвяные или гравий-
ные фосфориты, которые часто также считаются зернистыми.
Более грубообломочные — брекчиевые, конглобрекчиевые и
конгломератовые — чаще всего представлены желваковыми и
конкреционными фосфоритами и лишь в довольно редких слу-
чаях, при явной кластированности первичных тел и неокатан-
ности обломков, — собственно брекчиевыми. Величина облом-
89
ков и желваков, как и более правильных конкреций, редко пре-
вышает 10—15 см. Обычно они меньше 5 см.
По характеру зерен и обломков различают собственно об-
ломочные, оолитовые, пизолитовые, пеллетовые, или копроли-
товые, раковинные, губковые, костяные брекчии (обычно это
дресвяники) и другие, а также уже упоминавшиеся в грануло-
метрической • классификации желваковые и конкреционные.
Желваки — тоже конкреции, но менее правильные, нередко
из-за вторичных сверлений, кластирования, растворения, ока-
тывания частично утратившие первичную форму. Разделение на
желваки и конкреции, таким образом, не строгое, условное, хо-
тя и полезное. Конкреционные фосфориты, особенно перемытые
и вторично сгруженные (сконденсированные), как, например,
в основании верхнего мела в Подолии (рис. 9.1), на юго-запа-
5 сп
Рис. 9.1. Конкреционные фосфориты венда (кембрия?) Подолии (а) и
сгруженные при перемывании в виде конгломерата конкреции в осно-
вании верхнего мела (б), там же
де Русской плиты (материнскими были вендские глины с обиль-
ными правильными фосфоритовыми конкрециями диаметром до
15 см), выглядят настоящими конгломератами якобы с идеаль-
но окатанными, шарообразными гальками, хотя практически
никакого окатывания не происходило, перенос был недалеким
(по существу сгружение на месте), идеальная шарообразная
форма конкреций не искажена, так что генетически это скорее
«брекчии», а не конгломераты.
Фосфориты, кроме того, классифицируются по примесям и
геологической форме залегания, что уже намечает более непо-
средственный переход к генетическим классификациям (см. 9.7).
Классификация фосфоритов по примесям
А. Чистые (примесей <5% или <10%).
Б. Кремнистые (примесей 5—20%) и сильнокремнистые (крем-
невые, 20—40%).
В. Карбонатные: известковистые и известковые; доломистые
и доломитовые.
Г. Глинистые и сильноглинистые.
90
Д. Песчаные: глауконитовые, кварц-глауконитовые и кварце-
вые.
Е. Углеродистые.
Классификация фосфоритов по геологической
форме залегания
А. Рассеянно-зернистые: оолитовые, конкреционные, желвако-
вые, обломочно-зернистые.
Б. Линзовидные, жильные, гнездовые, крупножелваковые.
В. Пластовые: пелитоморфные, зернистые (оолитовые, обломоч-
но-песчаные), конкреционные, желваковые, крупно-грубооб-
ломочные, биоморфные (раковинные, губковые, костяные
брекчии, строматолитовые, копролитовые).
Номенклатура фосфоритов в основном устоявшаяся, обще-
принятая, хотя некоторые термины, например «зернистые» фос-
фориты, недостаточно строгие: в широком смысле зернистые
фосфориты противопоставляются пелитоморфным, т. е. в этом
случае включают и желваковые и конкреционные, а в узком —
только песчаные или дресвяно (гравийно)-песчаные, которые
противопоставляются конкреционным, желваковым.
9.2. МЕТОДЫ ИЗУЧЕНИЯ
9.2.1. МАКРОСКОПИЧЕСКОЕ ИЗУЧЕНИЕ
Фосфориты часто пропускаются при полевом изучении, так
как они «любят» маскироваться под другие породы: песчани-
ки, известняки, глины, аргиллиты, кремни, конгломераты и т. д.
Их нередко открывали в музеях — при изучении шлифов (по
изотропности и высокому показателю преломления); например,
Н. А. Красильникова так открыла новое месторождение в Си-
бири, определив «песчаник», пролежавший в музее ВСЕГЕИ с
1924 по 1949 г., как зернистый фосфорит.
Все же большая часть фосфоритов может быть установлена
в обнажении и в образце. Обращают на себя внимание темно-
серый или темно-бурый цвет, желваковая форма, тем более
правильная конкреционная со сферолитовым строением, неред-
ко зеленые пятна глауконита, растворенные кальцитовые рако-
вины и даже массивные ростры белемнитов: столь агрессивны-
ми были иловые воды, и эта агрессивность определялась не
только большим парциальным давлением СОг, но и высоким
содержанием фосфорного ангидрида. Труднее узнаются фос-
фориты пластовой формы, особенно пелитоморфные, белые и
мало отличающиеся от вмещающих пород. В этих случаях не-
обходимо пользоваться правилом: лучше перестраховаться, чем
пропустить полезное ископаемое, т. е. лучше больше подозре-
вать пород на фосфориты, чем пройти мимо них. В отличие от
известняков и доломитов они не вскипают с НС1 (хотя в ней
91
растворяются, но медленно); от кремней и песчаников отлича-.
ются по твердости: фосфориты царапаются ножом и сами стек-
ла не царапают. Для контроля применяют капельную реакцию
азотнокислого раствора молибденово-кислого аммония: жел-
тый осадок указывает на присутствие фосфатов. Фосфориты с
песчаной структурой бывают не только темными, но и белыми.
9.2.2. ИЗУЧЕНИЕ В ШЛИФАХ
Изучение в шлифах — обязательный метод, сравнительно
просто позволяющий определить фосфат даже в единичных зер-
нах и установить его кристалличность: аморфность, полукрис-
талличность и полную кристалличность. Коллофан можно при-
нять за опал, но он часто бывает окрашен в желтый и корич-
невый цвета; самое же резкое отличие — положительный рель-
еф (п> 1,600). Другого такого аморфного вещества нет. Тонко-
фибровые полукристаллические, или коллоидально-кристалли-1
ческие, минералы сходны с халцедоном по серым цветам интер-
ференции, но резко отличаются более высоким (около 1,61 —
1,63) показателем преломления. Апатит, обычно микрозернис-
тый и волокнистый, определяется по низким, серым цветам ин-
терференции и довольно низкому (/2=1,633—1,642) для тяже-
лых минералов показателю преломления. Он, бесцветный или
слабозеленоватый, одноосный, угасание прямое.
В шлифах на фоне фосфата хорошо определяются многие
другие минералы: кварц, глауконит, кальцит, доломит, пирит и
другие аутигенные, эдафогенные, терригенные, глинистые и ор-
ганические.
Но больше всего изучение в шлифах дает для понимания ис-'
тории формирования породы (вместе с макроскопическим изу-
чением и пришлифовками). Отчетливо устанавливается много-
ранговая обломочная структура большинства фосфоритов, ко-
торая, бесспорно, указывает на многократное перемывание ма-
териала (рис. 9.2). Последовательно распутывая «вложенность»
одних обломков в другие, иногда трех-четырехкратную (фосфо-
риты 1-й генерации в виде обломков слагают фосфорит 2-й ге-
нерации, часто с новым фосфатным цементом, и этот фосфорит
также кластирован и образует обломочный фосфорит 3-й ге-
нерации и т. д.), восстанавливаются особенности формирова-
ния на каждом этапе длинной истории вызревания фосфоритов
как руды. При этом одним из основных рудообразующих про-
цессов выступает подводное выветривание, слагающееся из фаз
гальмиролиза (сингенеза, по Л. Б. Рухину) и перемыва, т. е.
механического конденсирования.
При изучении в шлифах фосфоритов, как и кремней, алли-
тов, феррилитов и других пород, устанавливается кристалличес-
кая инверсия: чем позднее выделился фосфат, тем он более
раскристаллизован, т. е. степень его кристалличности часто об-,
ратно пропорциональна длительности его существования и ско-
92
I_______I
0,5 мм
Рис. 9.2. Многоранговая обломочно-оолитовая структура каратауских фос-
форитов (средний кембрий, хр. Каратау, Казахстан):
а — зарисовка шлифа; б — фотография шлифа при скрещенных николях,
из М. С. Швецова (1958). Видны оолиты разных (по крайней мере, трех)
генераций и размеров
рости его образования. Базальный цемент песчаников обычно
коллофановый, аморфный, а пленочный — уже кристалличес-
кий, переходящий в корочковый.
9.2,3. ИММЕРСИОННЫЙ МЕТОД
Иммерсионный метод — простой и точный способ определе-
ния минералов фосфоритов, особенно фосфатных. Показатели
преломления практически всех фосфатных минералов лежат в
пределах обычных иммерсионных жидкостей (1,58—1,64) и по-
этому могут быть довольно точно определены. В свою очередь,
зная преломление, можно ориентироваться и в химическом со-
ставе фосфата. Приготовление препарата не сложно: достаточ-
но отломить от образца крошку породы и раздавить ее между
двух предметных стекол. Для изучения поверхности кварцевых,
глауконитовых или других зерен и биофрагментов (следов рас-
творения, механических ударов и т. д.) их извлекают из по-
роды иглами и изучают отдельно, дополняя осмотром под би-
нокуляром.
9.2.4. ХИМИЧЕСКИЙ АНАЛИЗ
Химический анализ — один из важнейших при изучении фос-
форитов — позволяет решать следующие задачи: 1) установить
присутствие в породе фосфатов выше кларка; 2) расшифровать
минеральный состав; 3) выявить содержание малых и редких
элементов, особенно ванадия, урана и др. (см. 9.4); 4) опреде-
лить фосфориты как полезное ископаемое и наметить способы
93
его обогащения; 5) выявить генетические особенности. Приме-
няют валовой, спектральный и некоторые виды частного хими-
ческого анализа.
Для определения параметров кристаллической решетки фос-
фатов широко используется рентгеновский анализ, а микрозон-
'довый анализ вскрывает неоднородность фосфатных зерен, сви-
детельствующую о длительном и прерывистом их формирова-
нии, аналогично глаукониту (см. гл. 12).
9.3. МИНЕРАЛЬНЫЙ СОСТАВ
Хотя Д. Мак-Коннел насчитывает 38 фосфатных минералов
фосфоритов (Петтиджон, 1981, с. 537), породообразующих ми-
нералов значительно меньше, и из них важнейших шесть
(табл. 9.1). Следует иметь в виду, что из-за аморфности или
полукристалличности фосфатное вещество адсорбирует много
примесей. Кроме того, широко развитый изоморфизм также де-
лает химический состав не стехиометрическим, поэтому форму-
лы фосфатов часто пишутся различно (Вещественный..., 1979).
Таблица 9.1
Основные фосфатные минералы
Минерал Химическая формула Степень кристал- личности Ng "р Ng~Np
Коллофан CaloP5,2Co,8Flj8 (ОН) аморф. 1,60 - 1,62 нет
'Гидроксил- апатйт Са10Р6О24 (ОН)2, или Са10 (ОН)2 (РО4)6 полу- крист. 1,657 1,653 0,004
Карбонат- апатит Са10Р 5СО24 (ОН)3 » 1,632 1,625 0,007
Курскит Са10Р4,8С1>2О22,8 х X F2 (ОН)1>2 » 1,597— 1,610 1,590— 1,602 0,007— 0,00b
•Франколит OaioP5>2C0>8F118 (ОН) )> 1,610— 1,630 1,605— 1,614 0,005— 0,006
'Фторапатит Ca10P6O^4F2 полно- крист. 1,633— 1,669 1,631— 1,665 0,002— 0,005
Г. И. Бушинский считает, что основными минералами явля-
ются франколит (или штаффелит), слагающий пластовые фос-
фориты, и курскит, слагающий желваковые. Карбонатапатит
(или подолит, или даллит) более редок, а гидроксилапатит сла-
гает кости современных животных. В действительности и плас-
товые и желваковые фосфориты состоят не из одного фосфат-
ного минерала.
Из нефосфатных минералов часто и в большом количестве
встречаются обломочный кварц, аутигенный и эдафогенный
глауконит, аутигенные опал, халцедон, кварц, пирит, кальцит,
доломит, сидерит, окисное железо и другие минералы, а также
94
органическое вещество, в основном битумного ряда, реже гу-
маты. Большинство пластовых фосфоритов нацело лишены гла-
уконита.
9.4. ХИМИЧЕСКИЙ СОСТАВ
Химический состав чистого фторапатита: СаО—55,5%„
Р2О5 — 42,3, F — 3,8%. Однако фосфориты имеют изменчивый
химический состав, часто сильно отличающийся от стехиомет-
рического (табл. 9.2). Это объясняется прежде всего широко*
Таблица 9.2
Химический состав фосфоритов (в %) (из Н. В. Логвиненко, 1984;
М. С. Швецова, 1958 и других источников)
Окислы 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10
SiO2 3,25 47,01 12,46 3,80 0,17 2,50 64,51 3,65
TiO2 0,07 0,11 0,10 — — — 0,02 — — —
А12О3 0,23 0,70 3,06 0,81 0,02 (Al) 1,59 0,32 1,15 — 0,29
Fe2O3 2,50 2,37 2,34 0,61 — 1,61 0,27 0,59 — 1,46
FeO — — 2,81 0,30 (FeS2) 0,05 (Fe) — — — — 0,07
МпО 0,20 0,05 0,16 0,07 — — — — — 0 ,-05
СаО 49,79 24,01 37,17 48,75 33,15 (Са) 50,21 52,5 14,76 53,70 51,6
MgO 0,35 0,42 0,80 2,53 1,02 (Mg) 32,09 1,63 0,08 0,50 0,80 0,03
р2о5 36,18 15,61 23,47 34,29 26,65 35,2 10,84 37,90 38,4
Na2O + + К2О 0,30 1,07 1,86 0,26 — — 0,95 — 0,28 0,34
F 0,57 1,88 2,59 3,49 3,02 2,92 4,00 0,70 4,30
SO3 — 1,20 1,36 0,85 0,73 1,63 — — — —
П. п. п. 6,29 5,33 9,25 4,37 11,50 — 6,26 — — —-
со2 — — — .— — 10,27 2,76 1,02 2,30 0,90
Н. о. — — — 3,78 — 67,24 — —
Породы: 1—фосфоритовая конкреция, Подолия; 2 — желваки кварце-
во-песчанистого фосфорита, Кг, сеноман, Брянск; 3 — желваки глауконито-гли-
нистого фосфорита, Ki, валанжин, р. Вятка; 4 — пластовый фосфорит, р, Ка-
ратау, Казахстан; 5 — фосфоритовая конкреция из диатомового ила шельфа»
Юго-Западной Африки, глубина 91 м (среднее по 7 анализам); 6 — пелитоморф-
ные фосфориты, Р, артинский ярус, Приуралье; 7 — пеллетовые (зернистые)»
фосфориты, Р, Фосфория, США; 8 — ракушняковые (створковые оболовые) фос-
фориты, О, Маарду, Таллинн; 9 — зернистые фосфориты, Кг, Марокко; 10 —
пеллетовые (зернистые) фосфориты, f , Австралия, бассейн Джорджина.
развитым изоморфизмом, и поэтому в фосфоритах обнаружива-
ются не только СаСО3, Са(ОН)2, но и VO4, As2O4, SO2, как и
СОз, замещающие РО4, а также С1, ОН, частично или полно-
стью замещающие F, небольшое количество Mg, Мп, Sr, Pb,
Na, U, Се, V и других редких земель, замещающих Са. Ванадий*.
95
и уран в фосфоритах нередко представляют промышленный
интерес. Содержание урана колеблется от 0,001 до 0,060%,
причем оно нередко прямо связано с содержанием фосфора.
Редких земель в среднем концентрируется 0,06—0,10%. До
10 г/т отмечается присутствие бериллия, а в фосфоритах из кор
выветривания — до сотен граммов на тонну. В составе сульфи-
дов, в пирите, окислах железа и в «рассеянном» виде встре-
чаются также в повышенных количествах Zn, Си, Se, V, Pb
и др. (Блисковский, 1983; Вещественный..., 1979; Зан'ин, 1975;
Смирнов, 1972; и др.).
9.5. ПЕТРОГРАФИЯ. ПЕТРОТИПЫ. ЛИТОТИПЫ
Фосфориты петрографически разнообразны, что отчасти объ-
ясняется различием фосфатно-минерального состава, но в ос-
новном минералами-примесями и структурным богатством.
Цвет фосфоритов белый, но чаще всего черный, темно-серый
или коричневый, обусловленный в основном примесью органи-
ческого вещества.
Текстура чаще всего неслоистая, что отвечает основному,
элювиальному, способу образования фосфоритов. Значительно
*более редкая косая слоистость указывает на некоторое переме-
щение фосфатных зерен по дну течениями при их перемывании
и конденсировании. Нередка тонкая горизонтальная слоистость,
например в селеукских микрозернистых фосфоритах сакмарско-
го или артинского возраста Южного Урала (слоечки по 1 —
0,5 мм, см. Ф2), по-видимому, водорослевого происхождения.
Разнообразная структура — основной признак, по которому
выделяются петро- и литотипы фосфоритов.
Ф 1. Фосфориты белые и светло-серые пелитоморфные од-
нородные, неотличимые внешне от мела и других известняков,
опок, каолина, чистые по составу, слабой крепости и крепкие,
фарфоровидные, с раковистым изломом, неслоистые или реже
с тонкой горизонтальной слоистостью, в шлифе бесструктурны
или с неясной зернистостью, изотропные, коллофановые или с
зачаточной кристалличностью — курскитовые или франколито-
вые, образуют пласты в верхнем мелу Русской платформы мощ-
ностью обычно меньше 1 м. Они называются курским саморо-
дом встречаются также в Вольске, Рыльске, по р. Хопру, в
других районах Волгоградского Поволжья и на Дону. Имеют
вид хемогенных осадков, за которые их обычно принимают.
Э. Л. Школьник (1986, 1988 и др.) доказывает постседимента-
ционное раннедиагенетическое (=сингенетичное) образование
подобных фосфоритов.
Ф 2. Фосфориты светло-серые и буроватые пелитоморфные
и тонкозернистые, четко тонкослоистые (слоистость миллимет-
ровая и микрослоистость горизонтальная), часто плитчатые, по
структуре часто алевритовые обломочные, коллофановые и кур-
скитовые (штаффелитовые?), довольно крепкие, сходные с из-
96
вестниками, содержат микропрослойки известняка и доломита,
заключают следы радиолярий, спикул губок и обломки рако-
вин. Их называют селеукскими — по месторождению Селеук на
Южном Урале (нижняя пермь, сакмарский или артинский
ярус). Широко распространены от рифея до современности.
Фосфориты типа Ф 2 чаще всего образуются при сингенетичес-
кой фосфатизации водорослевых матов и других богатых све-
жим органическим веществом слойков, о чем свидетельствуют
темный цвет, обогащенность пиритом, часто фромбоидальным,
и нередко высокое (2—4% и выше) содержание остаточного
Сорг-
Ф 3. Фосфориты зернистые, песчаной структуры (см. рис.
9.2, а, б), от тонкозернистых до грубопесчаных, темно-серые,
черные, бурые, серые и светло-серые, красные, желтые и зеле-
новато-серые, несортированные и в разной степени сортирован-
ные, обычно из округлых, часто окатанных зерен — оолитов,
копролитов, обломков, — коллофановые, курскитовые и фтор-
апатитовые, моно-, би- и полифосфатные, с пиритом и гидро-
окислами железа, с обломками кварца, с халцедоном, кварцем,
кальцитом, доломитом и другими карбонатами, с обломочной и
механоконформной структурой, обычно с более кристалличным
(чем в зернах) фосфатным цементом заполнения пор, с каль-
цитовым, кремневым, глинистым и другим нефосфатным цемен-
том, с остатками беспозвоночных (часто растворенных) или без
них, иногда с остатками радиолярий и спикул, неслоистые, как
бы изотропные, и с неясной горизонтальной и косой слоисто-
стью, обычно пластовые (0,2—1 м, редко больше), крепкие и
весьма крепкие. Такие фосфориты легко спутать с граувакковы-
ми песчаниками, базальтами, андезитами, яшмами, кремнями,
известняками и др. Нередко обнаруживают полистадийную об-
ломочность (обломки в обломках). В шлифе часто изотропные
или малораскристаллизованные зерна одеты светлой поляри-
зующей в серых тонах многослойной, оолитовой оболочкой, по-
гасающей, однако, часто крестообразно. Нередко такие коллои-
дально-волокнистые оболочки одевают группы зерен или более
мелких оолитов, т. е. обломков фосфоритов, слои-пласты кото-
рых были дезинтегрированы. В Каратау (юго-восточный Казах-
стан, нижний-средний кембрий) толща достигает мощности
14 м. Верхнемеловые и палеоценовые пласты в Северной Афри-
ке также нередко превышают 10 м, а в Джебель Онк (юго-вос-
ток Алжира) толща (сложный пласт) достигает 17 м. К это-
му сложному литотипу относится большинство зернистых фос-
форитов венда—кембрия, перми (формация Фосфория в США),
юры, мела и палеогена Африки, Передней и Средней Азии
и др.
Ф 4. Фосфориты конкреционные подольского типа вендского
(кембрийского?) возраста, залегают в глинах и алевролитах
довольно сближенно (в среднем на расстоянии 0,3—0,5 м, а в
горизонтах еще ближе). Вмещающие породы серые и темно-се-
4 Зак. 357
97
рые, с неотчетливой слоистостью, мощностью в первые десятки
метров. Конкреции сферические, радиально-лучистые (см. рис.
9.1, а), диаметром 5—15 см, с гладкой, часто блестящей поверх-
ностью. Другой тип конкреций мелкие (2—5 см), с менее чет-
кой радиальностью, с центральной полостью, занятой каолини-
том, кальцитом, гипсом и сульфидами железа, свинца, цинка,
часто с крупными (до 2 см) кристаллами геленита, сфалерита
(см. рис. 9.1, а).
Ф 5. Фосфориты конкреционные, сгруженные в виде мало-
мощных (меньше 1 м) конгломератов с песчаным кварцево-
глауконитовым заполнителем (см. рис. 9,1,6), мощностью в
десятки сантиметров, залегают в основании мелового разреза,
чаще всего в основании сеномана, вблизи мест выхода корен-
ных вендских глин и алевролитов, из которых они были вымы-
ты и накоплены в основном в виде перлювия, или горизонтов
конденсации. Конкреции-гальки аналогичны вендским, они ма-
ло обработаны при переотложении.
Ф 6. Фосфориты желваковые темно-серые и темно-коричне-
вые, часто черные, несортированные или плохо сортированные,
неоднородные, неслоистые и весьма разнообразные, распадаю-
щиеся на подтипы или самостоятельные литотипы, рыхлые и
крепкие, превращенные в панцири-плиты, с песчаным заполни-
телем разного типа: кварцевым, кварц-глауконитовым, извест-
ково-глауконито-фосфатным, с фосфатным, кальцитовым и гла-
уконитовым, а также другим глинистым цементом. Желваки
(1—10 см) как довольно правильные, с гладкой поверхностью,
т. е. близкие к конкреционным, так и неправильные, сложных
очертаний, с шероховатой поверхностью, нечетко отделяющие-
ся от заполнителя, как крепкие, так и слабой крепости. В го-
ризонте они одного типа или разные, смешанные. Обычно бо-
лее мощные горизонты — более полижелваковые. Мощность
0,1—0,5 м, редко до 1—2 м. Примеры — многочисленные фос-
фориты мела Русской платформы (от Брянска до Вятки и Вол-
гограда, Саратова), Кавказа и Крыма. Многие желваки исто-
чены сверлильщиками. Обычны многочисленные обломки рако-
вин моллюсков, белемниты, спикулы губок. Генезис: участко-
вая цементация фосфатом песков, алевритов, глин, известковых
или спикуловых илов, иногда образование в них полуконкреций
или четких конкреций, после чего наступали перемыв отложе-
ний и конденсация желваков, часто неоднократная.
Ф 7. Фосфориты черные песчано-алеврито-глинистые, неод-
нородные, неслоистые или нечетко слоистые, несортированные
или плохо сортированные, коллофановые, с курскитом, карбо-
натапатитом, переполненные раковинами аммонитов, двуство-
рок, рострами белемнитов, нередко нацело растворенными, не-
однородной крепости (от крепких участков до рыхлых, ломаю-
щихся рукой), мощностью свыше 1—2 м, цемент — фосфатный,
нередко базальный, зерна—фосфатные копролиты, псевдоооли-
ты, обломки, кварц, глауконит, слюды, обычны пирит и пирити-
98
зированные куски древесины. Пример — верхневолжские под-
московные фосфориты (Воскресенск, Егорьевск и др.). Эти
фосфориты близки к желваковым и являются как бы началь-
ной стадией их образования, когда происходило постоянное вы-
мывание или неотложение глинистого материала несильными
донными течениями, а перемывания всего слоя не наступало
или оно было не полным.
Ф 8. Фосфориты обломочные светло-серые и серые, иногда
темно-серые, с дресвяно-песчаной структурой, несортированные
или плохо сортированные, неслоистые, нередко с большой при-
месью кварца, глауконита, обломки белые, землистые, пелито-
морфные (аналогичные Ф 1), слабой или средней крепости, с
фосфатным и известковым цементом, мощностью до 1—2 м и
больше. Часты в верхнем мелу и палеогене Сирии, Египта и
других стран Африки.
Ф 9. Фосфориты ракушниковые — брахиоподовые створко-
вые, сложенные мелкими (0,5—2 см) тонкостенными черными
створками беззамковых фосфатных брахиопод-оболид, скон-
денсированными слабыми донными течениями (уложены вы-
пуклостью вверх), с обильным белым кварцевым заполните-
лем — тонким или мелким песком. Мощность до 0,5 м. Фосфо-
риты рыхлые и потому легко разрабатываются и обогащаются.
Другая разновидность — створковый детрит, створки довольно
толстостенные, песчаный заполнитель более грубый. Встреча-
ются в нижнем ордовике Прибалтики (пакерортские ободовые
кварцевые пески около 10 м) и Сибирской платформы (бассейн
Енисея). В Прибалтике они разрабатываются двумя крупными
комбинатами — Кингисеппским и Маардуским (у Таллинна).
Ф 10. Фосфориты губковые светло- и темно-коричневые био-
морфной губковой, чаще всего вентрикулитовой структуры (раз-
мер губковых кубков до 10 см), неслоистые, рыхлые или сце-
ментированные, с песчаным глауконито-кварцевым, известко-
вым, меловым или алеврито-глинистым заполнителем, цемент
известковый и фосфатный, фосфатизированные губки неоката-
ны и окатаны, часто иссверлены камнеточцами, а отверстия не-
редко заполнены аутигенным тонкопелитовым глауконитом, с
фосфатизированными ядрами гастропод и других моллюсков,
с костями рыб и других позвоночных (ихтиозавров, китов), с
фосфатизированными копролитами и отолитами; курскитовые,
гидроксилапатитовые и др. Мощность 0,05—1,0 м. Распростри7
йены, например, в верхнемеловых карбонатных отложениях
Среднего и Нижнего Поволжья и в других районах Русской
плиты. Большей частью являются горизонтами конденсации —
подводным перлювием.
Ф. 11. Костяные брекчии (0,1 —1,0 м или несколько больше)
коричневые, сложенные позвонками и другими костными остат-
ками рыб, морских млекопитающих, ихтиозавров и других жи-
вотных, размером до 0,5—1,0 м, несортированные и слабосор-
тированные, из неокатанных или слабоокатанных обломков
4*
99
костей, неслоистые и неясногрубослоистые, гидроксил- и карбо-
натапатитовые (курскитовые, штаффелитовые) с разнообраз-
ным песчаным, глинистым или известковым заполнителем, рых-
лые и крепкие, нередко с морскими раковинами. Распростране-
ны в Египте, Мали, Франции и других странах, преимущест-
венно в мелу и палеогене. Разрабатываются как небольшие мес-
торождения. •
Ф 12. Фосфориты типа «гуано» — светло- и коричневато-се-
рые и темно-коричневые, коллофановые и гидроксилапатитовые,
неслоистые, пелитоморфные и зернистые, копролитовые с экс-
крементами наземных животных, главным образом птиц, в
аридных элювиальных условиях, вероятно, дополнительно обо-
гащающиеся (метасоматически!) фосфатом, образующие гнез-
да, линзы и пласты мощностью до нескольких метров в извест-
няках, чаще всего водорослевых. На о. Науру, о. Рождества
и некоторых других островах западной части Тихого океана, а
также в Чили имеют большое промышленное значение. На
о. Науру, например, вся экономика определяется экспортом
фосфоритов во многие страны от Японии до Австралии и США.
Ф 13. Фосфориты метасоматические по известнякам, светло-
серые и бурые, землистые, неслоистые, часто с реликтами струк-
тур и текстур замещаемых известняков, с широким развитием
мозаичных (взаимопрорастание фосфатных, карбонатных и
кремневых компонентов), сетчатых, инкрустационных (или
крустификационных), т. е. корковых, каркасных («ящичных»),
брекчиевых и других метасоматических текстур и структур.
Форма тел гнездовая, неправильно линзовидная. Образуются
при наземном выветривании, например при карстовом процессе,
и сопровождают фосфориты гуано, но возможны и, вероятно,
широко распространены и подводные метасоматические фосфо-
риты, например строматолитовые (о. Науру и др.). Вероятен
метасоматоз и при ката- и метагенезе и метаморфизме, что бо-
лее распространено в докембрии. Некоторые архейские и про-
терозойские апатиты, возможно, развивались по фосфоритам.
Ф 14. Алюмофосфориты зеленоватые землистые, возникаю-
щие при выветривании и поверхностном (гипергенном) мета-
соматозе, неслоистые, гнездовые, мощностью до многих метров.
Крупное месторождение их в Сенегале — Палло, где разраба-
тываются преимущественно алюмофосфаты с содержанием Р2О5
28—29% (Справочник по литологии, 1983, с. 203). Вместе с
кальцийфосфатами они разрабатываются на удобрения и уран
в крупном Флоридском бассейне.
9.6. ГЕОЛОГИЯ ФОСФОРИТОВ
Фосфориты не являются главной формациеобразующей груп-
пой пород, хотя они весьма характерны для платформенных
карбонатных и кварц-глауконитовых формаций (Геология...,
1980; Фосфоритоносные..., 1972; Phosphate..., 1985; и др.), и
100
мощность некоторых пластов превышает 10 м, а в Джебель Онк
(юго-восток Алжира, на границе с Тунисом, палеоген) достига-
ет 17 м. Это, по-видимому, самый мощный пласт фосфоритов на
Земле. Все фосфориты залегают не только в платформенных
формациях, но и в наиболее маломощных из них. Например,
самые крупные месторождения на Земле в Марокко залегают
в толще всего в несколько десятков метров — до первых сотен
метров, накапливавшейся в течение десятков миллионов лет —
от сенона до эоцена (лютета). Фактически это длительный пе-
рерыв, который выражался в исключительно медленной седи-
ментации, или, что то же самое, в фазах медленной седимента-
ции, чередовавшихся с более длительными перерывами осадко-
накопления, а также размыва и перемыва осадков и пород.
Обычно фосфориты залегают в виде единичного пласта или
серии из двух-трех пластов неравной мощности, чаще всего
симметричного строения (наибольший по мощности и содержа-
нию фосфата пласт залегает в середине серии), что означает
постепенное усиление фосфатонакопления, достижение макси-
мума и, наконец, его ослабление и прекращение. Но в наибо-
лее богатых фосфоритовых формациях, например в пермской
формации Фосфория (штаты Юта, Айдахо, Вайоминг, Монта-
на, Колорадо и Невада, США) насчитывается свыше 20 про-
мышленных фосфоритовых пластов суммарной мощностью 22 м
при наибольшей мощности пласта 2,1 м. Содержание Р2О5 до-
стигает 30% и более (Бушинский, 1969; Шелдон, 1984; Sheldon,
1981; и др.). Структура оолитовая, пеллетовая, примесь песча-
ная, цемент фосфатный, халцедоновый и углисто-пиритно-фос-
фатно-глинистый, с прослоями фосфатистых, пиритных и углис-
тых глин, и фосфориты переслаиваются с ними и с кремнями.
Площадь формации Фосфория свыше 225650 км2.
В одном из крупнейших тунисских месторождений — Гаф-
са — насчитывается 9 пластов общей мощностью свыше 30—
40 м, мощность некоторых пластов свыше 10 м (17 м в Дже-
бель Онк, уже на территории Алжира). Площадь богатой фос-
форитовой фации свыше 7000 км2. Строение фосфоритоносной
формации (20—90 м, возраст танет—ипр) цикличное: фосфо-
риты переслаиваются с мелоподобными известняками, устрич-
никами (их 20—25% в разрезе) и своеобразными конгломера-
тами из крупных глыб (до 0,5 м) и галек известняков, часто
фосфатистых, фосфоритов и других местных пород, генетически
представляющих собой каменистые развалы и горизонты кон-
денсации при перемывах отложений. Многочисленны (но мень-
ше 10) фосфоритовые пласты на большинстве месторождений
в Марокко (мел—палеоген), где сосредоточено больше полови-
ны мировых запасов фосфоритов. Широко развиты карбонат-
ные и фосфатные панцири и глауконитовые горизонты (галь-
миролититы или перлювий).
Практически все средние и богатые месторождения фосфо-
ритов ассоциируются с эвапоритовыми или другими аридными
101
формациями, что ясно указывает на главного «врага» фосфо-
ритообразования — терригенный силикатный или другой мате-
риал, разбавляющий фосфатный и подавляющий фосфоритооб-
разование (Страхов, 1960; Фосфаты..., 1980; Фосфориты..., 1965).
Такую же роль играет и вулканогенный материал, и поэтому
вулканогенно-осадочные формации лишены фосфоритов, за ис-
ключением единичных маломощных пластов (в верхнемеловых
щелочных эффузивах свиты Мтавари на Грузинской глыбе
описан метровый пласт фосфоритов) (Бродская, 1974). Планк-
тонное осадконакопление при больших скоростях также подав-
ляет фосфатообразование, а при малых, наоборот, обычно спо-
собствует концентрации фосфора. Гумидные формации заклю-
чают малые месторождения и в основном бедные желваковые
фосфориты (верхняя юра и нижний мел Русской плиты) (Гео-
логия..., 1962). Геосинклинальные формации практически бес-
фосфоритны. Вот почему широко признанное деление фосфори-
тов на платформенные и геосинклинальные устарело, тем более
должно быть оставлено представление, что самые крупные и
богатые фосфориты — геосинклинальные. Если и встречаются
некоторые пласты фосфоритов в этих структурах, то только на
жестких и пассивных глыбах и в маломощных формациях.
При эволюции в истории Земли фосфоритообразование об-
наруживает отчетливую прямую корреляцию с развитием жиз-
ни (Покрышкин, 1981; Самойлов, 1929; Юдин, Арсеньев, 1970;
и др.). Это не позволяет связывать значительное фосфоритооб-
разование с абиотическими процессами и надеяться найти круп-
ные месторождения в глубоком докембрии. Фосфатные желва-
ки известны из торридонских отложений Шотландии, а венд-
ские фосфориты распространены широко, и они богатые: Мон-
голия, Саяны, Средняя Азия, вероятно, и Австралия.
9.7. ПРОИСХОЖДЕНИЕ ФОСФОРИТОВ
Универсальной гипотезы образования фосфоритов нет, и она,
видимо, невозможна: фосфориты образуются из разных источ-
ников, разными способами и в разных условиях (Батурин, 1978;
Гиммельфарб, 1965; Генезис..., 1974; Литология..., 1980; Bentor,
1980; и др.).
9.7.1. ИСТОЧНИКИ ФОСФОРА
Источники фосфора множественны: выветривание на суше,
вулканизм, но главные — это запасы в гидросфере и биосфере.
Особенно велики запасы в биосфере, но они обычно ускользают
из анализов морской воды, так как сосредоточены в живом ве-
ществе — телах организмов; фосфор — биогенный элемент. За-
пасы фосфора в океане 137-109 т, что в тысячи раз превосхо-
дит ежегодное поступление из всех источников, но, вероятно, во
много раз (сотни?, тысячи?) уступает запасам, сосредоточен-
ие
ным в телах организмов, т. е. в биосфере. Находясь в биологи-
ческом круговороте — в питательных, или трофических, связях,
этот фосфор лишь частично поступает в собственно гидросфе-
ру — при гидролизе органического и скелетного вещества.
Соотношение ежегодного поступления в океан с континентов
и из гидротерм не установлено, но уже грубый подсчет показы-
вает резкое преобладание первого, хотя вопрос требует допол-
нительного изучения и учета эндогенного источника фосфора.
9.7.2. СПОСОБЫ ОБРАЗОВАНИЯ
Способы образования многочисленны. Уже при изучении об-
разцов и шлифов желваковых и зернистых фосфоритов легко
устанавливается механический способ их накопления, что вы-
ражается в обломочной структуре, окатывании, а в некоторых
случаях — в сверлениях желваков с разных сторон, указываю-
щих на эпизодическое перекатывание и пребывание в изолиро-
ванном виде. Если даже признаки окатывания не развиваются,
о механическом процессе накопления свидетельствует смешан-
ность материала, указывающая на конденсацию желваков,
оолитов, копролитов, раковин и других крупных зерен в резуль-
тате перемыва осадков с рассеянными этими крупными фраг-
ментами. Большая часть зернистых фосфоритов заключает об-
ломки сцементированных оолитовых или других фосфоритов
(см. рис. 9.2), что указывает и на процесс кластирования, т. е.
взламывания, механического или физического разрушения,
сформировавшихся пластов фосфоритов. Нередко устанавлива-
ется многократность взламывания, осаждения, цементации и
нового взламывания пластов фосфоритов (см. 9.5 — ФЗ). Этот
процесс механической конденсации, формирующий фосфорито-
вый пласт как перлювий, выступает как основной рудообразу-
ющий (Бушинский, 1969, 1980; Еганов, Советов, 1974; Ильин,
1973, 1986; Карпова, 1982; Кук, Шерголд, 1984; Литология...,
1976, 1980; Фролов, 1969; Cook, 1976; и др.).
Но какой процесс или процессы инициальны, т. е. начинают
первичное фосфатонакопление и в какой форме оно происхо-
дит — рассеянной или концентрированной, химической или био-
логической?
Биологическая форма первичного накопления фосфата и фос-
форитов очевидна в ракушняковых брахиоподово-створковых,
например оболовых (см. 9.5—Ф9), и в костяных (9.5—Ф11)
фосфоритах. В них фосфор первично концентрировался секре-
ционным способом организмами — беззамковыми брахиопода-
ми или рыбами, морскими млекопитающими, ихтиозаврами, пле-
зиозаврами или даже наземными пресмыкающимися (ящерица-
ми, черепахами, крокодилами, например, в палеогене Мали) и
другими позвоночными. При отмирании и массовой гибели эти
фосфатные или фосфатистые биофрагменты накапливаются и
создают первичный пласт, иногда достаточно кондиционный.
103
0
50
100
Уровень моря
I i । Остаток P? 0H100 л/г/л/Д

200 h
300
400
1000
2000
f
\C02 и P205
6 растворе °
t
1
4
5
Рис. 9.3. Схема химического осаждения фосфата кальция в результате подъема глубинных вод (ап-
веллинга) на шельф, по А. В. Казакову (1937).
Фации: 1 — береговые пески и галечники; 2 — фосфатная, 3 — известняковая; 4 — погружение
мертвого планктона; 5 —направление течений
Однако и в этих типах накоплений чаще всего не обходится*
без их последующей конденсации: перемывом волнением, мор-
скими или даже речными течениями, которые вымывают неза-
твердевший вмещающий глинистый, известковый или песчаный
осадок, а крупные фрагменты оставляют на месте без сущест-
венного топографического перемещения, что и позволяет отно-
сить эти фосфориты в конечном итоге тоже к механическому
элювию — перлювию.
Менее очевиден и труднее доказывается химический способ
первичного фосфатонакопления. Новым словом в науке яви-
лась в предвоенные годы химическая теория образования фос-
форитов литолога и геохимика А. В. Казакова (1939; рис. 9.3).
Она отличается строгостью и изяществом, несмотря на то что
соединяет столь разнородные процессы, причинно независимые
друг от друга: жизнь, абиотические химические процессы и чис-
то механические явления — ветер, течения, апвеллинг, а так-
же — в итоге — седиментогенез. В этом ее большое методоло-
гическое значение. Автор исходил из установленных к тому вре-
мени фактов: исключительной бедности фосфором (5—10 мг/м3)
поверхностных вод — из-за энергичного его извлечения планк-
тоном и другими организмами — и многократного (в десятки и
сотни раз) возрастания содержания Р2О5 с глубиной (до
300 мг/м3 и более), где фосфор освобождается из «дождя» тру-
пов. Высокое давление и низкие температуры здесь приводят
также к резкому возрастанию содержания СО2, растворимости
карбонатов, включая раковины и другие скелетные остатки, и
сильному возрастанию щелочного резерва. Из биоскелетов осво-
бождаются фосфор и другие биогенные элементы, что еще боль-
ше повышает их концентрацию на глубине. Если эти воды по-
дать вверх, где во много раз уменьшается давление и повы-
шается температура вод, то СО2 и другие растворенные газы
начнут энергично выделяться и диффундировать в атмосферу,
а удерживаемые ими в растворе катионы и соли, прежде всего
СаСОз, — осаждаться из пересыщенных растворов. Вместе с ни-
ми осаждаются и фосфаты, обогащающие карбонатную, глинис-
тую и алевритовую фации шельфа и верхней части континен-
тального склона.
Оставалось найти механизм такого перемещения глубинных
вод к поверхности. Им оказались реально существующие и со-
пряженные сгонные и компенсационные течения (см. рис. 9.3).
Первые, особенно в муссонных странах, действуют месяцами,
когда устойчиво ветер отгоняет большие массы воды от берега,
а вторые возникают для компенсации убыли воды в поверхност-
ном слое, т. е. оказываются восходящими. Позднее, уже после
второй мировой войны, были изучены более постоянные восхо-
дящие потоки воды — апвеллинги — у крутых склонов конти-
нентов, островов, вулканов и в местах дивергенций поверхност-
ных пассатных и других крупных течений (Батурин, 1978). Осо-
бенно сильны они у западных побережий материков (почему?),
105
например у Африки, Америки (Чили, Перу) и Австралии.
И действительно, в местах апвеллингов, представляющих собой
исключительно богатые оазисы жизни в океане и потому хо-
рошо изученных рыбаками (какая связь?), в осадках всегда по-
вышено содержание фосфора и почти всегда обнаруживается
его спутник — глауконит. Подъем глубинных вод, богатых фос-
фором, нитратами, СО2 и другими биогенными элементами,
обеспечивает пышное развитие фитопланктона, а последний —
зоопланктона и т. д. Замыкают пищевую цепь рыбы и млеко-
питающие. Все они вносят вклад в накопление фосфора в осад-
ках.
Однако с помощью «механизма» Казакова накапливаются
лишь рассеянные в известковых и других осадках фосфаты, хо-
тя и повышенного против кларка содержания (иногда до 5—
10%), но фосфоритовые месторождения не образуются.
Это заставило снова вернуться к «биолитнои» гипотезе
Меррея, Кайе, Самойлова и Архангельского, но, естественно, в
новом, современном варианте. Сущность первых вариантов сво-
дилась к массовой гибели организмов, как рыб, так и планк-
тона и других форм, например, при встрече холодного и тепло-
го течений или при резких колебаниях береговой линии, т. е.
при обширных трансгрессиях и регрессиях. Переполненность
многих фосфоритов остатками организмов (например, желва-
ковых юрских подмосковных и др.), их черный цвет, приуро-
ченность, многих месторождений к сильным течениям, казалось,
подтверждали гипотезу. Она помогла найти многие месторож-
дения, но преимущественно мелкие, в которых фосфориты дей-
ствительно образовывались из тел организмов, при разложении
в илу освобождавших фосфор, и он концентрировался в виде
зернышек, желваков или конкреций.
И все же главная часть фосфоритов лишена органических
остатков, по крайней мере видимых (или бедна ими), и не ук-
ладывается в биолитную, т. е. чисто биогенную, гипотезу. Кро-
ме того, сам факт массовой гибели организмов, если он имел
место, то чрезвычайно редко, и не мог по масштабам приводить
к формированию крупных запасов. Это-то и послужило толчком
к поискам альтернативы, которой и стала теория Казакова —
значительный шаг вперед. Однако и она оказалась ограничен-
ного «радиуса действия». Поэтому в настоящее время литоло-
ги приходят к выводу об определенной полигенетичности фос-
форитов, которые могут накапливаться разными способами —
и биологическим, и химическим, и механическим, и седименто-
генным, и элювиальным, а также за счет разных источников —
экзогенных и эндогенных. Но это не снимает вопроса: сущест-
вует ли доминирующий способ и в чем он состоит?
Г. И. Бушинский еще в 40-х годах начал разрабатывать ди-
агенетическую теорию образования фосфоритов, ибо в иловых
водах осадков содержание P20s достигает 2500 мг/м3. Это ре-
альный источник формирования микроконкреций — оолитов и
106
других сфероагрегаций, что и происходит на самом деле. Все’
или почти все крупнейшие месторождения подпадают под тео-
рию Бушинского. Источником фосфора для их формирования
служат тела организмов, постоянно осаждающиеся из толщ-
океана, морей, их заливов на дно и более или менее равномер-
но рассеивающиеся в осадках. Гидролиз высвобождает фосфор,,
и он, становясь подвижным, перемещается к некоторым цент-
рам с пониженными pH и Eh, где и осаждается (мешающий
анион SO42- связывается, вероятно, в сульфидах). Это проис-
ходит как в условиях открытой системы, т. е. в стадию сингене-
за (например, фосфатизируются водорослевые маты; Southgate,
1986), так и несколько глубже, при диагенезе, но достаточно
близко к поверхности осадка. Поэтому часто такие осадки
перемываются и конденсируются. Начальные же накопления,
таким образом, по Г. И. Бушинскому (1952, 1966, 1969, 1980),
осуществляются биогенно-хемогенным (включая и метасомати-
ческий) способом преимущественно в стадию сингенеза (Фро-
лов, 1969; Фролов, Покрышкин, 1980; Kaila, 1949; Southgate,
1986; и др.).
Фосфориты, следовательно, образуются и как метасомати-
ческие (см. выше, 9.5 — Ф 1, Ф 2, Ф 10, Ф 13, Ф14), а также
как наземно-элювиальные (Ф14), как накопления типа гуано
(см. выше, 9.5 — Ф 12, Ф 13 и Ф 14) и, возможно, гидротер-
мальные. Имея довольно высокую химическую подвижность,
фосфор часто перемещается в ионной форме и замещает из-
вестняки, доломиты, образуя месторождения типа Флоридских
или штата Теннесси (США) — элювиально-карстовых. К этому
типу, вероятно, относятся и некоторые сибирские и восточИо-
саянские месторождения. Метасоматические процессы сопро-
вождают и накопления гуано, и замещение раковин, скелетов
губок, копролитов и обломков известняка под водой, а также
водорослевых пленок и матов. Огромное значение сингенетич-
ных водорослевых фосфоритов в создании первичных накопле-
ний выявил на примере азиатских месторождений Э. Л. Школь-
ник (1986, 1988, 1990 и др.). Этот метасоматоз осуществляет-
ся в слабощелочной восстановительной среде (сульфиды обыч-
ны в них) при обилии «свежего» органического вещества.
К гидротермально-хемогенным некоторые литологи относят
не только метровый пласт фосфоритов в эффузивной свите
Мтавари (верхний мел, Грузия), но и фосфоритовые корки в
несколько сантиметров, которые установлены на поднятиях Ти-
хого океана, например на Маркус-Неккер (В. Г. Сафонов). Не-
редко они в виде белого фосфата цементируют верхнюю щеб-
нистую часть лавовых потоков (каменистые развалы — физи-
ческий элювий). Жилки фосфатов книзу выклиниваются, и их
гидротермальность весьма сомнительна: это обычные подводно-
элювиальные образования.
ЮТ
8.7.3. УСЛОВИЯ ОБРАЗОВАНИЯ ФОСФОРИТОВ
Хотя фосфориты — преимущественно морские образования
(Benter, 1980; Manheim et al., 1975; Sheldon, 1981; и др.), они
формируются и на суше: гуано, коры выветривания известня-
ков аридных зон, иногда костяные брекчии. В морях они от-
четливо тяготеют к шельфу или поднятиям, отмелям, а в об-
щем, к тем участкам, на которых иссякает поток терригенного
материала, а морской планктоногенный принос замедляется на-
столько, что осаждающиеся тела и раковины организмов успе-
вают в условиях открытой или закрытой по отношению к мор-
ской воде системы преобразоваться так, что входящие в их со-
став фосфаты не рассеиваются, а концентрируются в виде мик-
роконкреций. Они часто перемываются даже не сильными тече-
ниями и волнением. Фактически везде фосфориты образуются
в условиях перерыва и документируют его. Почти без исключе-
ния фосфориты — это перерывные образования.
Наиболее выгодные для фосфоритообразования условия, сле-
довательно, требуют пассивного тектонического режима и арид-
ного климата, зоны фосфоритообразования при которых избав-
ляются от разбавляющего и подавляющего силикатного, кар-
бонатного или кремневого материала. Поэтому понятие «бога-
тые геосинклинальные фосфориты» — нонсенс, хотя и в геосин-
клиналях могут быть пассивные зоны, благоприятные для обра-
зования фосфоритов, но обычно незначительные по масштабам.
Более конкретные палеогеографические условия образова-
ния, фосфоритов выражаются теми обстановками, в которых со-
четаются относительная мелководность, тиховодность (она не-
обходима для фосфатизации водорослевых пленок и осадков и
«вызревания» фосфоритовых зерен) и периодические или эпи-
зодические перемывы, осуществляющие конденсацию фосфат-
ных зерен, желваков, костей или копролитов. Такой комплекс
условий осуществляется как в литоральной и лагунно-залив-
ной, так и непосредственно в более глубокой зоне, включая
край шельфа, но чаще в полуизолированных морях, проливах
и даже в приэвапоритовых зонах и у уреза воды в водоросле-
вых матах. Во всех этих обстановках решающими являются ус-
ловия расцвета жизни, создающего большие массы органическо-
го и скелетного вещества — первичного источника фосфора —
восстановительную среду в осадке, необходимую для начальной
концентрации фосфата (по Э. Л. Школьнику, 1990). Фосфори-
ты — это биосферные продукты.
Черный цвет и обычное присутствие углеводородов указыва-
ют на восстановительные условия у дна или в осадке, включая
и его верхнюю пленку. Это подтверждается присутствием пири-
та, ассоциацией с темными сланцами, нередким отсутствием
прикрепленных или бентосных организмов либо их угнетенны-
ми формами. Становится возможной изоляция сульфат-иона
(в сульфидах), мешающего фиксации фосфора (Школьник,
108
1990). Перемыв и обогащение фосфоритов практически всегда
осуществляются в окислительной обстановке. Частое отсутст-
вие карбонатов, растворение многих или всех раковин и, наобо-
рот, обилие кремнезема указывают на несколько пониженные
по сравнению с нормой (8,3) значения pH.
Вопрос о возможности глубоководного фосфатонакопления
открыт. Вероятно, оно происходило и происходит в ограничен-
ных размерах на участках замедленной седиментации, в тихо-
водных условиях дна, при анаэробной обстановке ила как био-
логическим способом (диатомовые водоросли, радиолярии и
другие планктонные организмы, включая и известковые, а так-
же нектон), так и химическим — из пересыщенных растворов
фосфатов, что возможно в придонных водах. Фосфор обогаща-
ет эти воды постоянным поступлением сверху, при гидролизе
органических соединений, и снизу — из ила, где также его со-
держание постоянно увеличивается до насыщения за счет раз-
ложения тех же тел и скелетов организмов. Эти фосфатные
накопления часто бывают тонкослоистыми, причем слоистость
может быть как седиментогенной, так и диагенетической, воз-
никшей при дифференциации и сегрегации фосфатного и не-
фосфатного, например кремневого, карбонатного или глинисто-
го, вещества. Таковы фосфатные сланцы пачки Мид-Пик в фор-
мации Фосфория (пермь, США), накапливавшиеся на глубинах
100—300 м (Мак-Килви, 1959, из Петтиджона, 1981, с. 543).
Возможно, к ним относятся селеукские фосфориты Приуралья
(артинский ярус). Фосфаты часто ассоциируются и с железны-
ми рудами — как оолитовыми, так и глубоководными кремне-
выми, сидеритовыми и филлосиликатными. Это также указыва-
ет на сходство условий их осаждения как в мелководных, так
и в глубоководных обстановках.
9.8. ТЕОРЕТИЧЕСКОЕ И ПРАКТИЧЕСКОЕ
ЗНАЧЕНИЕ ФОСФОРИТОВ
Фосфориты документируют мелководные активно гидроди-
намические обстановки, многие из них — аридный тип литоге-
неза. Практически все они позволяют восстанавливать переры-
вы или исключительно замедленное осадконакопление, сопос-
тавимое со скоростью накопления красной пелагической глины
(1 м за 1 млн лет). Тесно связанные с биосферой фосфориты —
свидетель ее эволюции и одновременно эволюции осадконакоп-
ления. До наступления эры существенного влияния жизни на
осадочный процесс (в архее и раннем протерозое) фосфориты,
вероятно в меньших размерах, накапливались химическим спо-
собом — примерно в тех же условиях и местах, где формирова-
лись кремневые и железные осадки. Другие литологические при-
знаки фосфоритов позволяют восстанавливать более конкрет-
ные условия осадконакопления и детали палеогеографической
109
обстановки, в частности расположение проливов, отмелей и бе-
регов, цикличную смену тиховодных, застойных и динамичных
режимов и восстановительный характер среды, по крайней ме-
ре в осадке.
Практическое значение фосфоритов огромно: это необходи-
мые удобрения и как таковые используются в основном в ви-
де суперфосфата кальция. Ежегодная их добыча растет и в
настоящее время достигает первых сотен миллионов тонн. Ос-
новными фосфоритдобывающими странами являются Марок-
ко, Алжир, Тунис, США, Россия, Казахстан, Узбекистан, Еги-
пет, Австралия, Науру, Китай, Монголия. Разрабатываются фос-
фориты венда (Сибирь, Монголия), кембрия (Австралия, Ки-
тай, Монголия, Казахстан и др.), ордовика (Прибалтика), си-
лура (Сибирь), девона (Дальний Восток), перми (США, Пред-
уралье), триаса (Мангышлак и др.), юры (Русская плита,.
Франция, Бельгия и др.), мела (Русская плита, Англия и др.),
особенно крупные в Северной Африке и Восточном Присреди-
земноморье, палеогена (Северная Африка, Ближний Восток,
Средняя Азия, США и др.), неогена (США, Флорида), плей-
стоцена и голоцена (о. Науру и др.).
Фосфоритами как полезными ископаемыми называют поро-
ды с содержанием Р2О5 иногда всего в 5—6%, но чаще более
10%: бедные—10—18% Р2О5, среднего качества—18—24, бо-
гатые— 24—40%. Весьма вредной, но часто присутствующей
примесью являются халцедон и кварц, особенно аутигенные,
цементные, так как они затрудняют обогащение. Другие обыч-
ные примесные компоненты: глауконит, кальцит, доломит, квар-
цевый песок, железные минералы, глинистое вещество.
Более 60—70% фосфоритовых запасов сосредоточено в се-
ноне—палеогене Марокко. Этот уникальный факт не нашел
еще полного объяснения литологов. В общей форме сверхги-
гантские запасы и месторождения фосфоритов Марокко и дру-
гих стран Северной Африки правильно объясняются благопри-
ятным сочетанием всех факторов фосфоритообразования: об-
ширностью платформенных морей-заливов, отделенных остро-
вами и сообщающихся проливами с соседним океаном, сосед-
ство последнего, аридный климат суши (например, Африки),
пышное развитие жизни, пассивность тектонического режима,
чередование застойных фаз с динамичными фазами перемыва.
Помимо использования в качестве удобрений (фосфоритовой
муки — результат размола природных фосфоритов — и супер-
фосфата, получаемого разложением фосфатов серной кислотой)
фосфориты идут на производство фосфорной кислоты и элемен-
тарного фосфора. Для изготовления суперфосфата используют
фосфориты только с содержанием Р2О5 не ниже 28%. Поэтому
бедные фосфориты предварительно обогащают, например про-
мывкой и грохочением (для желваковых и других типов). Со-
единения железа, алюминия и магния затрудняют получение
рассыпчатого суперфосфата.
ПО
Фосфориты — концентраты редких и рассеянных элементов
(ванадия, урана и др.), и они могут добываться из них.
Помимо поисков обычных зернистых фосфоритов типа ка-
ратауских или марокканских, для чего следует руководствовать-
ся прежде всего наиболее типичными палеогеографическими
моделями (Фролов, 1969; Фролов, Покрышкин, 1980; Науч-
ные..., 1975; Покрышкин, 1981), надо в дальнейшем искать и
более замаскированные, метасоматические (по известнякам) и
белые или темные пелитоморфные фосфориты типа селеукских,
курского «саморода» и глубоководных фосфатно-кремневых па-
рагенезов (формация Фосфория).
Глава 10
АЛЛИТЫ, ФЕРРИТОЛИТЫ,
МАНГАНОЛИТЫ
Алюминиевые, железные и марганцевые породы, или алли-
ты, ферритолиты и манганолиты, — три тесно связанные груп-
пы осадочных пород, являющиеся одновременно и важными ру-
дами. Их можно рассмотреть вместе и для краткости, назы-
вать алфер манго литами.
Аллиты — осадочные породы, более чем наполовину сло-
женные минералами алюминия — его водными и безводными
окислами. Ферритолиты — осадочные породы, более чем напо-
ловину сложенные минералами железа, главным образом гид-
роокисными, а также и безводноокисными, хотя часто вместе с
ними, но уже в аспекте железной руды, рассматриваются кар-
бонатные и силикатные минералы железа. Манганолиты —
осадочные породы, более чем наполовину сложенные гидро-
окисными и безводноокисными минералами марганца, а также,
уже как руды, и его карбонатными и силикатными минерала-
ми. Естественно, при определении соответствующих руд конди-
ции другие, более низкие, особенно в случае марганцевой руды.
10.1. МИНЕРАЛЬНЫЙ СОСТАВ
Окисные и гидроокисные минералы алюминия, железа и
марганца весьма сходны степенями кристалличности, струк-
турными и химическими типами (табл. 10.1).
Карбонатные минералы (см. гл. 7), являющиеся рудами же-
леза и марганца, представлены сидеритом FeCO3, анкеритом
Ca(MgFe) • (СОз)2, родохрозитом МпСО3 и манганокальцитом
(СаМп)СО3, содержащим до 32% МпО, а силикатные — леп-
тохлоритами, глауконитом (см. гл. 12) и родонитом, или орле-
цом (Мп, Ca)SiO3.
Минералы алюминия белые, но часто окрашены примеся-
ми — соединениями железа, органическим и другими вещест-
вами в красные и темно-серые цвета. Они существуют во всех
трех степенях кристалличности, но практически всегда землис-
тые, включая и полнокристаллические породы (Банеславский,
1963; Бокситы..., 1958; Валетон, 1974; Михайлов, 1986; и др.).
Поэтому минеральный состав редко используется для класси-
112
Таблица 10.1
Химическая классификация окисных минералов алюминия, железа и марганца
Степень кристалличности Минералы
алюминия | железа | марганца
Аморфные алюмо гель, или спорогелит А12О3 • пН2О, или НАЮ2-иН2О «феррогель», лимонит или гид- рогётит Fe2O3 • иН2О, или HFeO2 • иН2О «манганогель», или вады, «гидровер- надит» МпО2 • иН2О (аналог б-МпО2) вернадит МпО2 • иН2О, или MnO2 X X /nR2O • nRO • pR2O3 • (?НаО (R — од- но-, двух- и трехвалентные катионы металлов) гидроманганиты и манганиты MnO2 X X Мп (ОН)2 • 3(?)Н2О, или R+Mni_x (О, ОН)2 • “(ОН, H2O)ex (R— Мп3+, Na и др.): асболан асболан-бузерит бузериты I и II тодорокиты бёрнессит пиролюзит МпО2 браунит Мп2О3 гаусманит Мп3О4, или 2МпО • МпО2
Полукристаллические, или кристаллитовые (коллои- дально-волокнистые) гидраргиллит, или гиббсит А12О3 • ЗН2О, или 2А1 (ОН)3 бёмит А12О3 • Н2О, или А1ООН диаспор А12О3 • Н2О, или НА1О2 корунд А12О3 ферроксигит 6-FeOOH лимнит Fe2O4 • ЗН2О, или 2Fe(OH)3 лепидокрокит Fe2O3 • Н2О, или FeOOH гётит Fe2O3 • Н2О, или HFeO2 гематит Fe2O3 магнетит Fe3O4, или FeO • Fe2O3
(Полно) кристаллические
•фикации бокситов. Аморфная разновидность, аналогичная опа-
лу, коллофану, аллофану, соответствующему минералу железа
или марганца, не имеет общепринятого названия (употребляют-
ся алюмогель и спорогелит) и формулы, что связано с перемен-
ным составом. Нередко ее считают моногидратом и рассмат-
ривают как аморфную разновидность диаспора. Тогда остает-
ся открытым вопрос о существовании полигидратного глинозе-
ма еще без кристаллической структуры, условно все же пока-
занного в табл. 10.1. Показатель преломления моногидратного
аморфного глинозема высок — 1,68 (при минимальной —
2,53% — примеси SiO2). От аморфных фосфатов отличает отри-
цательная реакция на фосфат.
Полукристаллические, или коллоидально-волокнистые, мине-
ралы— гидраргиллит (гиббсит) и бёмит — три- и моногидрат-
ные, причем первый часто встречается и в аморфной форме, что
оправдывает высказанное выше более широкое понимание
аморфной фазы гидроглинозема. Гидраргиллит моноклинный,
слоистой кристаллической структуры бруситового типа, диокта-
эдрический, с совершенной спайностью в одном направлении
(по базису), с пе обычно 1,587 и пр=пт в среднем 1,566—1,568
и двупреломлением 0,019—0,021. Бёмит ромбический с пе=
= 1,651 —1,661, пр— 1,638—1,646, пе—zzp=0,013—0,015, или с п=
= 1,640—1,645 у аморфной или скрытокристаллической разно-
видности.
Диаспор — полнокристаллический, обычно микрозернистый,
ромбический, без ОН и Н2О, в виде чешуек и табличек, с ng=
= 1,750, лт=1,722, пр=1,708, распадается на мелкие кусочки
(греч. «диспергеро» — рассеяние) при нагревании, характерен
для палеозойских бокситов, открыт на Урале в XIX в. Корунд
тригональный, без спайности, чем отличается от сходного по
оптическим константам дистена, как гипергенный обнаружен в
1948 г. в центральной части бокситовых бобовин, микрокрис-
таллический, с zz=l,710—1,730, хотя крупнокристаллические ко-
рунды имеют ng— 1,767 и пр= 1,759.
Другие глиноземные минералы более редки: метастабиль-
ный байерит 2А1(ОН)3, как и у гидраргиллита и бёмита с ку-
бическим расположением атомов А1, кайзерит А12О3, слюдопо-
добный, сходный с диаспором, и др.
Минералы железа (Бутузова и др., 1988; Железорудные...,
1955; Соколова, 1962; Теодорович, 1958; Чухров и др., 1978;
Шнюков и др., 1978; и др.) красные и черные, землистые,
аморфные и коллоидально-кристаллические, а также полнокри-
сталлические пластинчатые (гематит, лепидокрокит) или окта-
эдрические и ромбододекаэдрические (магнетит). Аморфный
минерал или группа минералов с непостоянным количеством
молекул воды существуют, но называются по-разному: лимони-
тами, гидрогётитами, эренвертитами, иногда ферроксигитом,
лимнитом и т. д., хотя большинство этих названий закрепля-
ются за более определенными составами, т. е. понимаются бо-
114
лее узко, например Г. И. Теодоровичем (1958, с. 142). Для
удобства и по аналогии с алюмогелем мы будем называть все
эти минералы вместе «феррогелем», так как весьма удобный,
термин «лимонит» (греч. «лемон» — луг или «лимнос» — боло-
то) в настоящее время рассматривается как смесь минералов^
т. е. стал надминеральным понятием, близким к породному. Об-
щая их формула Fe2O3-nH2O.
Полукристаллические минералы — ферроксигит d-FeOOH„
псевдослоистый гексагональный, но чаще некристаллический;
лимнит Fe2O3-3H2O, или 2Fe(OH)3, или HFeO2-H2O (Теодоро-
вич, 1958, с. 142), вероятно, ромбический чешуйчатый; собст-
венно гидрогётит Fe2O3-4/3Н2О, или HFeO2-1/6Н2О; лепидо-
крокитFe2O3-H2O, или FeOOH, ромбический, тонкочешуйчатый
или волокнистый, в тонких шлифах просвечивающий красный
и желтый, сильно плеохроичный (отличие от гётита), с ng=2,51,.
nm=2,20, np=l,94, ng—пр=0,57, при дегидратации пе-
реходящий в y-Fe2O3 — неустойчивую магнитную разновид-
ность — Fe2O3 — маггемит и др.
Полнокристаллические ферроокисные минералы — г'ётит
Fe2O3-H2O, или HFeO2, ромбический, игольчатый или волокнис-
тый, часто «полукристаллический», аналог диаспора, со слабым
плеохроизмом (отличие от лепидокрокита), с nm=2,35—2,39,.
ng—Лр=0,140, при дегидратации переходит в <z-Fe2O3 — немаг-
нитную разновидность Fe2O3 — гематит; гематит Fe2O3, точнее,.
a-Fe2O3 тригональной сингонии (в отличие от неустойчивой по-
лиморфной магнитной модификации y-Fe2O3 — маггемита —
кубической сингонии), обычно пластинчатый, реже ромбоэдри-
ческий, часто ультрамикроскопический («полукристалличес-
кий»), образует псевдоморфозы по магнетиту, называемые мар-
титами, непрозрачный, в отраженном свете от железо-черного
до ярко-красного, переходит в гидрогематит; магнетит Fe3O4,
или FeO-Fe2O3, кубической сингонии, октаэдрический или ром-
бододекаэдрический, сильномагнитный, с твердостью 5,5—6,0,
уд. весом 5,0—5,2, непрозрачный, в отраженном свете железо-
черный с металлическим блеском с синеватой побежалостью,
от ильменита отделяется магнитом.
Минералы марганца черные, землистые, аморфные, полукри-
сталлические и полнокристаллические (в основном микрозер-
нистые), карбонатные почти белые, розоватые, и силикатный —
родонит — розовый (Бетехтин и др., 1964; Железомарганце-
вые..., 1976, 1984, 1986, 1989; Штеренберг, 1978, 1984; Glasby,
1972; и др.).
Аморфные минералы с переменным количеством воды, кото-
рые по аналогии с алюмогелем можно называть «доанганогеля-
ми», известны как вады, псиломеланы, хотя в настоящее время
минералоги установили, что это смеси минералов, аналогичные
лимонитам, и, следовательно, должны относиться к надмине-
ральному уровню. Они представляют собой смеси — сложные
соли полимарганцевых кислот — полиперманганаты, состав ко-
115
торых упрощенно передается формулой /пМпО-пМпО2-рН2О.
Существенно бариевые (до первых процентов) разновидности
называются романешитами, а кальциевые — рансьеитами. Ве-
роятно, значительная часть манганогелей может относиться к
аморфному вернадиту — «гидровернадиту» МпО2-пН2О (Теодо-
рович, 1958, с. 147), в котором воды 8—12%, и она почти вся
удаляется при нагревании до 120°С. Цвет смоляно-черный и
шоколадно-бурый. Натечные формы часто называют псиломе-
ланами, т. е. «черной стеклянной головой» (греч. «псилос» —
лысый, «мелас» — черный).
В основном полукристаллические — неаморфный вернадит,
гидроманганиты, тодорокиты, манганиты и др. — особенно ин-
тенсивно изучались в связи с железомарганцевыми конкреция-
ми (ЖМК) В. Бузером, А. Грютером (1956), установившими
в ЖМК три минерала (10 А-й манганит, 7 А-й манганит и
б-МпО2), Ф. Т. Манхеймом (Mancheim, 1965), Р. Бернсом,
В. Бернсом (Burns, Burns, 1977, 1979), Р. Джованоли (Diova-
noli, 1980), Ф. В. Чухровым и др. (1978), Ф. В. Чухровым,
В. А. Дрицем, А. И. Горшковым (1987), Н. С. Скорняковой
(1984 и др.), О. В. Чудаевым (1986) и др. Несмотря на боль-
шие трудности расшифровки структуры и состава тонкодисперс-
ных гидроокисных марганцевых минералов, в настоящее время,
применяя комплексную методику (рентгеноструктурный, элек-
тронографический, микрозондовый энергодисперсный и другие
анализы и ПК-спектроскопию), различают среди 10 А-х мине-
р злое-манганита в — асболан, смешанослойный асболан-бузе-
рит, бузериты I и II, тодорокиты, имеющие общую формулу
МпО2 • Мп (ОН)2 • 3 (?) Н2О, или Rj • Мщ-ДО, ОН)2 • “(ОН, Н2О)бл
(где R — Мп3+, Na и др.), а 7 А-й назван бёрнесситом, имею-
щим примерно сходный состав. Сингония их гексагональная,
структурный тип слоистый и только тодорокит имеет туннель-
ный тип структуры (Turner, Buseck, 1982). Большую роль в
составе ЖМК играет, может быть, наименее упорядоченный
гидрооксидный минерал — вернадит MnO2-/nR2O-nRO-pR2O3X
Х<?Н2О (где R — одно-, двух-, трехвалентные катионы метал-
лов), которым по предложению П. Ф. Андрущенко (1976) на-
звана природная фаза с двумя рефлексами 2,4 и 1,4 А — ана-
лог синтетической б-МпО2. Пиролюзит МпО2 (греч. «пирос» —
огонь и «люзнос» — уничтожающий, т. е. в стекловарении уда-
ляющий зеленый цвет стекла) тетрагональный (явно кристал-
лический называется полианитом), обычно микро- и ультрамик-
рокристаллический, землистый, широко распространен в рудах
и рудопроявлениях, часто слагает оолиты.
Помимо полианита и отчасти манганита к полнокристалли-
ческим принадлежат тетрагональные браунит Мп2О3, или
МпО-МпО2, и гаусманит Мп3О4, или 2МпО-МпО2, встречаю-
.116
щиеся в осадочно-метаморфических рудах и гидротермальных
жилах, причем гаусманит отвечает более восстановительным
условиям.
10.2. ХИМИЧЕСКИЙ СОСТАВ
10.2.1. АЛЛИТЫ
Аллиты по химическому составу близки к глинистым поро-
дам, или сиаллитам, в особенности к каолинам (Вопросы...,
1964; Латериты, 1964; Михайлов, 1978, 1986; и др.). Разграни-
чением служит кремневый модуль — отношение А120з: SiO2:
если он больше 1, то это бокситы, а если меньше 1 —каолины,
наиболее глиноземистые из глин. Точнее, уже при его значении
более 0,85 в породе есть свободный глинозем. Но это еще не
руды на А1, тем более не алюминиевая порода. Бокситами-ру-
дами считаются породы с кремневым модулем больше 2 или да-
же больше 2,6. Это соответственно отвечает содержанию 25—
30 и 45—50% А12О3. Последние — высококачественные бокси-
ты (табл. 10.2).
Таблица 10.2
Химический состав бокситов
Компо- ненты 1 2 3 4 5 6 7 8
SiO2 5,04 4,95 12,06 3,89 2,79 4,99 14,10 1,56
AI2O3 52,87 52,96 27,55 31,67 34,89 52,07 32,74 60,80
Fe2O3 25,32 26,85 30,74 40,16 41,89 30,72 27,90 0,28
TiO2 2,16 2,16 3,30 4,30 1,46 0,92 4,12 0,00
FeO 1,02 0,87 5,38 0,87 — — 1,86 —
МпО 0,16 0,07 0,03 0,03 — —_ — —
CaO 0,19 0,03 0,30 0,17 0,64 0,46 следы 0,32
MgO 0,37 0,07 0,24 0,04 0,18 0,29 0,10 0,11
p2o5 0,11 0,06 0,68 0,33 — — — —
Na2O 0,22 l Л 1 1 1 П 1A 0,01 — 0,01 — —
K2O — 0,19 0,04 0,18 — —
SO3 — — — — — — — 0,88
co2 0,07 0,04 0,18 0,20 0,04 0,06 — 0,49
H2O 0,76 0,46 3,68 1,60 0,56 0,60 — —
П. n. n. 11,52 11,22 15,66 16,32 17,73 12,81 18,78 33,87
Сумма 99,81 99,85 99,96 99,77 100,23 103,10 99,60 98,31
Породы: 1—плитняково-яшмовидный боксит, девон, Северный Урал, мес-
торождение Красная Шапочка; 2.— красный марающий оолитовый боксит, там
же; 3 — каменистый боксит Соколовского месторождения, нижний мел, Урал;
4 — рыхлый боксит, там же; 5—6 — бокситы Подсосенского месторождения,
нижний карбон, Тихвинский район; 7 — латеритная кора выветривания базаль-
тов, Бразилия; 8 — гиббситовый боксит с аллофаном, нижний карбон, Подмос-
ковный бассейн, Шенуровское месторождение. 1—6 — из М. С. Швецова (1958,
с. 240); 7 — из Н. В. Логвиненко (1974. с. 166); 8 — из К- Ф. Терентьевой
(Бокситы..., 1958, с. 337).
117
Таблица 10.3
Химический состав ферритолитов
Компо- ненты 1 2 3 4 5 6 7 8 9
SiO2 19,27 16,98 4,13 12,50 6,55 1,09 5,70 6,54 15,88
TiO2 0,29 0,24 — — 0,12 — 0,02 0,08 0,12
А12О3 8,12 11,70 — 12,92 0,73 2,49 2,32 3 14 2,45
Сг2О3 — — — 2,04 .— — 4,05 1,48 —
Fe2O3 35,10 44,43 78,77 57,43 75,86 39,72 67,88 74,01 64,15
FeO — — — — 12,18 27,66 0,47 0,66 —
MnO 13,19 5,08 — 0,42 0,12 0,07 0,27 0,32 0,19
СаО 2,61 1,70 1,10 0,48 0,78 1,38 2,35 0,23 0,10
MgO 1,06 3,43 — 0,86 0,09 1,10 2,85 2,22 0,16
NiO — — — 0,48 — — 0,68 следы —
CoO — — — — — — 0,02 —
P 2O5 2,45 2,14 0,57 0,37 0,06 0,41 0,12 0,13 3,04
n205 0,07 0,08 — — — —
As2O3 — 0,08 — — 0,008 — —. —
BaO 1,24 — — — — — — —
SO3 — — — 0,15 — — — 0,37 —
co2 — — — —- 0,09 0,86 3,04 — —
H2O+ — 11,67 —. — — 9,35 9,97 14,14
h2o- — — 1,70 — — — 0,65 — —
П. n. n. 17,11 11,45 — 11,54 7,66 15,89 — — —
Сумма 100,51 100,31 97,94 99,22 98,79 93,13 99,77 99,63 100,2
Породы: 1 — карельская бобовая озерная руда, 2 — керченская железная
руда, плиоцен; 3 — хоперская оолитовая руда, мел; 4 — халиловская бобовая,
юра; 5, 6 — руды КМА; 7 — гидрогётитовая руда, нижняя юра, Малкинское
месторождение, Северный Кавказ; 8 — Серовское месторождение, Урал, девон
(?), охристая латеритная руда; 9 — оолитовая гётит-гидрогётитовая руда, Ли-
саковское месторождение, плиоцен, Западный Казахстан. 1—6 — из М. С. Шве-
цова (1958, с. 245), 7 — из Е. И. Соколовой (1962, с. 131), 8—9 — из А. Н. Со-
ловкина (Успехи..., 1967, с. 50).
Другими компонентами глиноземных минералов являются
вода (10—30%) и гидроокислы железа, редко отсутствующие,
но чаще становящиеся главными. Тогда порода переходит в
ферритолиты, т. е. в железные породы. Границей служит отно-
шение Al : Fe: если оно более 1, то это бокситы, если менее
1, то латериты, или глиноземистые железные руды. Частая
примесь — каолинит, шамозит.
Содержание А12О3 в аллитовых минералах меняется от 100%
в корунде (А1 52,9% и О 47,1%), 85% в диаспоре (Н2О 15%)
и 84,97% (Н2О 14,03%) в бёмите до 65,4% (Н2О 34,6%) в гид-
раргиллите и 40% в бёмит^ и менее чистых бокситах. В бокси-
товых породах, практически всегда с тем или иным количест-
вом примесей, содержание А12О3 не превышает 62,7% (см.
табл. 10.2), причем наиболее глиноземисты палеозойские бок-
ситы.
118
Таблица 10.4
Химический состав манганолитов
Компо- ненты 1 2 3 4 5 6 7 8 9
SiO2 3,50 8,11 35,07 3,90 8,39 4,18 6,09 17,18 9,78
TiO2 — 0,07 — — — 0,16 0,16 1,17 0,66
А12о3 — 2,49 5,24 1,30 2,01 0,80 1,04 6,88 5,00
FeO — — 2,56 — — 0,64 11,10 14,87 12,02
Fe2O3 0,70 0,99 — 2,04 1,02 0,55 — — —
Mn — — 26,50 — — — — — —
MnO 24,90 34,12 — 31,88 3,21 11,71 — 0,62 —
MnO2 60,60 37,40 — 50,22 73,07 65,08 53,80 28,59 35,22
BaO — 1,10 — — — 3,23 1,09 0,06 0,15
CaO 3,04 0,49 1,36 1,21 1,94 0,55 2,65 2,42 2,47
MgO — 0,18 1,26 — 1,40 0,63 2,74 2,88 2,05
Sr — следы — — — — — — —
K2O 0,30 1,36 0,78 1,46 1,24 0,88
Na2O 0,22 0,38 0,63 2,16 2,96 2,29
P — — 0,14 — — — — — —
P2O5 0,52 — — 0,07 0,009 0,03 — 0,40 0,17
As2S — следы — — — — — — —
П. n. n. —• — 13,84 —> — — — — —
h2o- — 5,10 — 0,38 2,22 0,45 7,27 11,46 20,73
H2O+ 5,53 9,92 — 8,51 4,75 9,52 8,23 5,84 7,08
NiO — — — — — — 0,53 0,60 0,80
CoO — — — — — — 0,52 0,24 0,55
CuO — — — — — — — 0,59 0,14
CO2 — — — 0,16 0,14 0,58 0,48 0,23 0,73
Oopr — — — 0,18 0,08 0,42 — — —
v205 — — — — — — — — —
Сумма 98,79 100,40 r 100,37 100,03 100,53 99,12 99,71 101,02
Породы: 1 — черная оолитовая руда, олигоцен, Чиатура; 2 — бурая руда,
там же; 3 — средняя проба руды Полуночного месторождения, Урал; все из
М. С. Швецова (1958, с. 248); 4 — манганитовая руда, олигоцен, Никополь;
5 — пиролюзитовая руда, там же; 6 — полиперманганитовая руда, там же; 7,
3, 9 — железомарганцевые конкреции и корка (8), Тихий океан; 4—9 — из
«Марганцевые...» (1967).
Из малых элементов следует отметить высокое (до 5%) со-
держание TiO2, что позволяет более определенно решать воп-
рос о способе накопления большинства бокситов как механи-
чески перемещенных и отложенных. Титанистые минералы пред-
ставлены в основном анатазом, ильменитом, рутилом, лейко-
ксеном; чаще всего титан рассеян в глиноземном веществе и
адсорбирован им.
10.2.2. ФЕРРИТОЛИТЫ
Ферритолиты по химическому составу (табл. 10.3) связаны
постепенными переходами с бокситами (через латериты), крем-
нями, манганолитами, глинами, песчаниками (Бетехтин и др.,
119
1964; Железорудные..., 1955; и др.). Максимально содержание
элементного железа в магнетите (72,4%) и гематите (70%), а
содержание окислов — 100%. Последнее снижается в гидро-
окислах: в гидрогематите — 90% (Н2О 10%), 89,9% в гетите и*
лепидокроките (Fe 62,9%, О2 27,0, Н2О 10,1%) и 65,5% и мень-
ше в гидрогётите. Железные породы и руды окислов железа
(сумма Fe2Os + FeO) максимально содержат (см. табл. 10.3)
до 79% (хоперские оолитовые руды) и 76% (руды КМА), а
минимально — 35% (карельская бобовая озерная руда, содер-
жащая 13,19% МпО) и меньше, когда уже породу нельзя рас-
сматривать ни как руду, ни как ферритолит. В океанских же-
лезомарганцевых конкрециях часто содержание окислов желе-
за уменьшается, а окислов марганца возрастает (до 20% и бо-
лее) .
Из малых и рассеянных элементов в железных рудах кон-
центрируются: фосфор (до 2,5%), ванадий, мышьяк, хром, ни-
кель, кобальт, медь, барий и др.
10.2.3. МАНГАНОЛИТЫ
Манганолиты по химическому составу (Батурин, 1986; Вол-
ков, 1979; Железомарганцевые..., 1976, 1984, 1989; Калиненко,
1990; Соколова, 1962; Страхов и др., 1968; и др.) теснее, всего
связаны с ферритолитами (см. 10.2.2), а через карбонаты мар-
ганца — с известняками, а также с яшмами и другими крем-
нями. В безводных чистых окисных минералах элементарного
марганца 72% в гаусманите (62% МпО, 38% МпО2), 63,2% в
пиролюзите и меньше в водных окислах. Сумма окислов в ру-
дах (табл. 10.4) достигает 85,5 (Чиатура, черная оолитовая ру-
да) и 71,5% (там же, «бурая бельта»).
Из малых и рассеянных элементов повышенные содержания
обнаруживаются Со, Ni, Ba, Sr и др.
10.3. КЛАССИФИКАЦИЯ
10.3.1. БОКСИТЫ
Бокситы классифицируются в основном по структурам и при-
месям, а классификации по минеральному составу остаются
подчиненными. Палеозойские бокситы преимущественно диаспо-
ровые и бёмит-диаспоровые, а мезозойско-кайнозойские — гиб-
бситовые и, вероятно, спорогелитовые (Бокситы..., 1958; Спра-
вочник по литологии, 1983; и др.).
Структуры бокситов довольно разнообразны: пелитоморфные
и зернистые. Первые — аморфные, коллоидально-волокнистые
и микрозернистые. Зернистые бокситы более разнообразны:
оолитовые, бобовые, желваковые, обломочные, варьирующие от
щебнисто-галечных и гравийно-дресвяных до песчаных и алев-
ритовых, относящихся уже к пелитоморфным. Эти структурные
120
типы и служат для выделения главных типов бокситов. По при-
месям различают чистые, кремневые, железистые, глинистые и
песчаные бокситы.
10.3.2. ФЕРРИТОЛИТЫ
Ферритолиты классифицируются уже на равных основаниях
как по минеральному составу, так и по структурам, а также
по примесям (Основные..., 1984; Рудные..., 1978; Строна, 1978;
и др.). Если иметь в виду руды, то их подразделяют на окис-
ные, карбонатные, силикатные и сульфидные. Основными фер-
ритолитами являются окисные, т. е. оксиферритолиты, в свою
очередь подразделяющиеся на водно-окисные и безводно-окис-
ные. Первые — чаще всего сложная смесь гидроокисных мине-
ралов железа, называемая лимонитом (это бурые железняки),
или более четко оформившиеся минералы — гидрогётиты, лим-
ниты и лепидокрокиты, как аморфные феррогели (или ферроге-
литы), так и полукристаллические. Но эти минералы редко ис-
пользуются для классификации железных пород и руд. Без-
водно-окисные минералы — гётит, гематит и магнетит — чаще
служат для выделения соответствующих минералогических ти-
пов пород и руд, так как последние нередко бывают мономи-
неральными или малосмешанными, т. е. четче проявляют свой
минералогический тип. Гетитовые руды преимущественно фане-
розойские, оолитовые и пелитоморфные, часто с примесью ге-
матита. Гематитовые и магнетитовые руды в основном докем-
брийские: это кварц-магнетитовые, или джеспилитовые, — же-
лезистые кварциты — или более сложные, сидерит-магнетит-
кварцевые и гематит-магнетит-кварцевые. Нередко гематит об-
разует псевдоморфозы по магнетиту (мартитовые руды). Есть
и более или менее чистые гематитовые руды.
Структурные классификации ферритолитов аналогичны та-
ковым аллитов, но значительно богаче. Пелитоморфные желез-
ные породы аморфные, коллоидальные и микрозернистые, а фа-
неромерные — оолитовые, бобовые, конкреционные, обломочные
(от глыбовых до тонкопесчаных) и биоморфные раковинные
(метасоматические), а у сидеритов — коралловые и другие,
включая и крупно- и гигакристаллические (бакальские). Суль-
фидные (пиритные и марказитовые) ферритолиты, обладая все-
ми отмеченными структурами, бывают еще и пеллетовыми, ра-
ковинными и другими метасоматическими образованиями.
10.3.3. МАНГАНОЛИТЫ
Манганолиты, как и аллиты, классифицируются прежде все-
го по структурам, а также по примесям. Структурные типы
аналогичны аллитовым и многим ферритолитовым: пелитоморф-
ные, оолитовые, пизолитовые, конкреционные и изредка обло-
мочные. Минералогически манганолиты беднее железных пород
121
(хотя марганцевых минералов многие сотни): это окисные и
карбонатные классы (Бетехтин и др., 1964; Марганцевые...,
1967; Страхов, 1968; Смирнов, 1965; Татаринов и др.,, 1975;
и др.).
10.4. ПЕТРОГРАФИЯ. ПЕТРОТИПЫ
Петрографически породы всех трех групп во многом аналог
гичны.
10.4.1. АЛЛИТЫ
Аллиты землистые, т. е. не кристалломорфные, белые, се-
рые, темно-серые, черные, красные, розовые, различаются по
структурам, текстурам и физическим свойствам.
А 1. Боксит белый, пелитоморфный, неслоистый, чистый по
составу, бёмитовый или диаспор-бёмитовый, сравнительно мяг-
кий, не жирный на ощупь, слабопористый и плотный, залега-
ет пластами и линзами толщиной в дециметры и первые метры,
Тихвинский район, Сь
А 2. Боксит белый с розовыми пятнами, землистый, порфи-
ровидный, с пизолитами (30%) и пелитоморфной основной мас-
сой (рис. 10. 1,а), неслоистый, чистый по составу, в остальном
аналогичный А 1. Там же.
А 3. Боксит красный, пелитоморфный, землистый, в осталь-
ном аналогичный А 1. Там же.
А 4. Боксит красный, пизолито-бобовый (рис. 10.1,6), зем-
листый, с довольно сгруженными пизолитами (3—5 мм) и бо-
бовинами (5—10 мм), являющимися часто сросшимися пизо-
литами, средне- и слабосортированный, с пелитоморфным гли-
ноземным цементом типа заполнения пор и, участками, базаль-
ным, по составу чистый, вероятно, бёмит-диаспоровый, в ос-
тальном сходный с А 1 и А 2. Там же.
А 5. Боксит вишнево-красный, пелитоморфный до почти афа-
нитового, яшмо- или аргиллитовидный, неслоистый, вероятно,
довольно чистый по составу, скорее всего диаспоровый, плот-
ный (не пористый), крепкий, с раковистым изломом, кремнис-
тый, пласты и линзы в дециметры и первые метры, средний
девон, Северо-Уральский бокситовый район — СУБР (Каржа-
вин, 1975; Бушинский, 1971; и др.).
А 6. Боксит серый и темно-серый, пелитоморфный и по сло-
ям обломочный (рис. 10.1, в) от дресвяной до тонкопес^аной
структуры, плохо сортированный, из неокатанных обломков, тон-
кослоистый, слоистость горизонтальная миллиметровая и сан-
тиметровая, разной четкости, вероятно, в основном диаспоро-
вый, с примесью обломочного кварца, крепкий, плотный, уча-
стками обесцвечивающийся, с «расплывающимися» обломками,
залегает пластами 0,1—1,0 м и более; СУБР, Черемуховское
месторождение, D?,
122
5мм
Рис. 10.1. Структуры бокситов:
а — порфировидная, пизолито-пелитоморфная, нижний карбон, Тихвинский
район, Ленинградская обл.; б — пизолито-бобовая, бокситы переотложенные,
там же; в — обломочная дресвяно-мелкощебенчатая (мелкобрекчиевая) ди-
аспорового боксита; черная лента — углистый растительный остаток; Севе-
ро-Уральский бокситовый район (СУБР), Черемуховское месторождение,
коллекция Л. Е. Вишневского; г — обломочная, песчано-дресвяная, сорти-
ровка плохая и средняя, слоистость косая, флювиальная, там же; д — бо-
бово-пизолитовая и оолитовая гидраргиллитово-спорогелитового боксита лате-
ритного горизонта современной коры выветривания, Австралия; заполни-
тель — глиноземный пелитоморфный; е — конглобрекчиевая иллювиального
горизонта бокситов, сочетающих желваково-конкреционную мезоструктуру
со структурой элювиального развала; современные красноземные почвы, Ав-
стралия, Гавайи; заполнитель глинисто-железисто-бокситовый
2 мм
10 см
A 7. Бокситы окатанно-зернистые, серые и темно-серые, пес-
чаной структуры, со средней и довольно хорошей сортировкой,
горизонтально- и косослоистые (рис. 10.1, г), слоистость мел-
кая, сантиметровая до 10—15 см, по составу смешанные, диа-
спорово-ильменито-кварцевые, по качеству бедные, крепкие, с
халцедоно-кварцевым и глинистым цементом, плотные, залега-
ют пластами и линзами (0,04—0,5 м и более) среди бокситов
Аби других литотипов, D2, СУБР.
А 8. Боксит светло-серый до белого, оолитовый и бобово-
пизолитовый, землистый, пелитоморфный, неслоистый, по со-
ставу чистый, гидраргиллитовый и спорогелитовый, с пелито-
морфным бокситовым (того же состава) заполнителем (25—
50%), слабой крепости, пачкает руки, пористый, залегает лин-
зами и пластами (0,5—3 м) с нечеткими границами под бокси-
товым панцирем в верхней части третичной и современной ко-
ры выветривания по триасовым и пермским песчаникам и гли-
нам аллювиального генезиса в Австралии (в районе Сиднея,
Квинсленда и во многих других местах).
А 9. Боксит розово-красный, бобовый и желваково-конкре-
ционный (рис. 10.1, д), землистый, неслоистый, без сортировки
сфероагрегатов, с плотным их расположением, с пелитоморф-
ным бокситовым цементом (20—35%), вероятно, в основном
гидраргиллитовый и спорогелитовый, аморфный, мощностью
1,5 м, образует часть железоглиноземного панциря над белыми
бокситами типа А 8. Там же.
А 10. Боксит светло-розовый, крупножелваково-конкрецион-
ный, землистый, из неправильных изометричных стяжений (1 —
15 см), то сливающихся друг с другом и одевающихся общей
оболочкой, то разобщенных на расстояниях менее половины
диаметра желваков (рис. 10.1, е), неслоистый, с красным бок-
ситово-лимонитово-глинистым заполнителем, аналогичным вы-
шележащим красноземным почвам, от крепких до слабых, мощ-
ностью 0,4—0,5 м, вероятно, в основном аморфный спорогели-
товый. Современный иллювиальный горизонт красных эквато-
риальных почв, залегающий на 0,5 м от поверхности почв, на
которых культивируется сахарный тростник. Штат Квинсленд,
Австралия, район г. Кэрнса; Гавайи.
10.4.2. ФЕРРИТОЛИТЫ
Ферритолиты, или железные породы, черные, красные и ох-
ристые, землистые и кристалломорфные, разнообразные по
структурам, текстурам, крепости и другим физическим свойст-
вам и отчасти по минеральному составу.
Ж 1. Бурый железняк охристо-желтый, пелитоморфный, зем-
листый, неоднородный, неслоистый, с гнездами и неправильно-
извилистыми субвертикальными и субгоризонтальными линзоч-
ками крепкой темно-красной железной породы (рис. 10.2,а),
лимонитовый или в основном гидрогётитовый, не действующий
124
на поляризованный свет, по-видимому, преимущественно аморф-
ный, слабой крепости, пачкает руки, кавернозный, как руда —
богатая, неправильные пласты и линзы 0,1—5 м и более; яв-
ляется элювием по железным и колчеданным рудам: КМА, Ба-
кальское месторождение рифейских сидеритов, сульфидные ме-
сторождения меди и т. д.
Ж 2. Железная руда вишнево-красная, пелитоморфная, зем-
листая, неслоистая, однородная, чистая, очевидно, мономине-
ральная лимонитовая или, точнее, гидрогётитовая, возможно,
с примесью гидрогематита, аморфная, слабой крепости, пачка-
ет руки, залегает гнездами, линзами и пластами в корах вывет-
ривания богатых и бедных руд и в переотложенном виде вбли-
зи железных залежей, мощностью 0,05—1,0 м и более. Совре-
менные и третичные, возможно, и более древние, тропические
коры выветривания (Австралия, Гвинея и др.).
Ж 3. Железные «стеклянные» головы (рис. 10.2,6) —пан-
цири на месторождениях сидеритов в Бакале (Башкирия, ри-
фей) — темно-красные, афанитовые, неслоистые или с натечной
текстурой и субвертикальными канальцами, гётитовые и гидро-
гётитовые, весьма крепкие, часто с блестящей волнистой (кол-
ломорфной) поверхностью, с гнездами (1—20 см и больше) ста-
лактитов того же состава, иногда коленообразно изменяющих
свое направление роста, с геопетальными и инкрустационными
структурами и пустотами, изменчивой мощности (0,1—2 м и
более).
Ж 4. Железная руда оолитовая (0,2—2,0 мм) и пизолитовая
(2—6 мм), темно-бурая с красными пятнами, землистая, несло-
истая, пелитоморфная, несортированная и плохосортированная
(рис. 10.2, в), вероятно, слабосконденсированная, с оливково-
зеленоватым железистосиликатным (шамозитовым, или желе-
зистохлоритовым) заполнителем или цементом (от 30 до
50%), в основном с гётитовым или шамозит-гидрогётитовым со-
ставом сфероагрегатов, слабой крепости, рассыпается в руках,,
пачкается, слабопористая; линзы и пласты (0,05—0,5 м) чере-
дуются с рудой Ж 5. N2, киммерийский ярус, карьер Камышбу-
рун на южной окраине г. Керчи (Крым; Кантор, 1938; Керчен-
ский..., 1967).
Ж 5. Железная «табачная» силикатная (шамозитовая? же-
лезистохлоритовая?) руда оливково-зеленого цвета с бурыми и
красными пятнами, землистая, пелитоморфная, порфировидная
(рис. 10.2,г), с неравномерно распределенными гидрогётит-ша-
мозитовыми и гидрогётитовыми оолитами и пизолитами (0—
10%), неслоистая или слабогрубослоистая, слабой крепости, раз-
мокает в воде, мощностью 0,2—3,0 м, переслаивается с рудой
типа Ж 4. Там же. Общая мощность Ж 4 и Ж 5 до 14 м.
Ж 6. Железная руда оолитово-пизолитово-бобовая (рис.
10.2, д), вишнево-красная, землистая, неслоистая или неясно
слоистая за счет горизонтов (0,05—0,5 м) сцементированных
железных пород той же структуры, вероятно, в основном,
125»
Рис. 10.2. Структуры ферритолитов:
« — порфировидная кавернозно-пелитоморфная элювиальной (по сидеритам
рифея Бакальского месторождения, Южный Урал) лимонитовой железной
руды; вертикальными линиями показаны линзы крепких панцирей, точками —
землистая руда, текстура неслоистая или слабовертикально-канальцевая;
б — сложная панцирно-колломорфно-пелитоморфная — «стеклянная голо-
ва», или панцирь гидроокисной коры выветривания сидеритов, там же;
точки — пелитоморфный ферритолит, белое — пустоты; некоторые сталак-
титы коленообразно изгибаются (документ тектонической деформации); в —
^оолитовая и пизолитовая, сортировка плохая и средняя; плиоцен, карьер
Камышбурун, южная окраина г. Керчи (Крым), горизонт конденсации (под-
водный перлювий), заполнитель — глинисто-лимонитовый; г — порфировид-
ная оолитово-пизолитово-пелитоморфная, там же, «табачная» шамозитовая
(железисто-хлоритовая) руда с сидерит-шамозит-гидрогётитовыми сфероагре-
гатами; д — бобово-пизолито-оолитовая-неоген-четвертичная кора выветри-
феррогелевая или гидрогётитовая, слабой крепости и рыхлая,,
вверху превращенная в крепкий панцирь (феррикрет, 1 —
5 м), с пелитоморфным гидрогётитовым цементом (30—
50%), слагающая верхнюю часть невысоких (сотни метров)
гор Восточной Австралии (район г. Кэрнса, штат Квинс-
ленд, штат Новый Южный Уэльс), вскрытая карьерами глуби-
ной до 10 м, но общей мощностью, вероятно, не меньше 30 м.
Широко распространена во многих местах Австралии, в кайно-
зойско-современной коре выветривания.
Ж 7. Железная руда сидеритовая, серая, в корке выветри-
вания вишнево-красная и темно-красная, кристаллическая — от
тонко- до гигакристаллической (до 5—10 мм), неслоистая или
неясно слоистая, слоистость реликтовая, «просвечивающая»
(замещена карбонатная порода — доломит или известняк), по
составу чистая, весьма крепкая, тяжелая, метасоматическая,,
пласты мощностью до 10 м и более. Бакальская свита рифея
Башкирии, Бакальское месторождение.
Ж 8. Джеспилит, или железный кварцит (см. рис. 10,2, е),
темно-серый, от средне- до грубо- и гигакристаллического (по
слоям), четко контрастно тонкослоистый, слоистость горизон-
тальная миллиметровая и сантиметровая, осложненная мелки-
ми (5—50 см) складками оползания (солифлюкции) незат'вер-
девшего ила, биминеральная, кварц-магнетитовая (по 50%),
крепкая, плотная, тяжелая, магнитная, с примесью (по слоям)
амфибола и хлорита, залегает слоями до десятков метров мощ-
ностью. Нижний протерозой, Оленегорское месторождение на
Кольском полуострове (Металлогения..., 1966, 1973, 1978; Хо-
дюш, Кулик, 1983; Чернов и др., 1970; и др.).
Ж 9. Джеспилит темно-красный, от мелко- до грубокристал-
лического с тонкой, часто как бы замаскированной миллимет-
ровой слоистостью, биминеральной, кварц(40%)-мартитовый
(60%), т. е. гематитовый (гематит образует псевдоморфозы по-
магнетиту, а возможно, и по сидериту), крепкий, плотный, тя-
желый, магнитный, образует пласты в десятки метров. Нижний
протерозой, Курская магнитная аномалия (КМА), Михайлов-
ский карьер.
Ж 10. Железная руда сидеритовая, коралловой структуры,,
массивная, неслоистая, биминеральная, кальцит(30—50%)-сиде-
ритовая (50—70%), с пелитоморфным или афанитовым сидери-
том (3—4 генерации) и известковыми прижизненно захоронен-
ными скелетами кораллов, с их обломками, темно-серая и пят-
нистая (на темно-сером фоне сидерита белые участки извест-
ковых биоскелетов,и их детрита), с темно-вишнево-красной кор-
вания гипербазитов, Австралия, восточное побережье; е — тонкослоистая,,
миллиметрово-сантиметровая текстура джеспилитов, осложненная сингене-
тичной подводно-оползневой складчатостью; нижний протерозой, Оленегор-
ское месторождение, Кольский полуостров; кристаллическая структура квар-
цевых и магнетических слойков не показана
12?
Q I lz ж
1мм
1 1мм
1M
Рис. 10.3. Структура ферритолитов:
а — конкреционная — сидериты (<?) в аргиллитах (/) тоара, аалена и бай-
оса Дагестана, прослоены сидеритизированными песчаниками и алевролита-
ми (2); б — конгломератовая и брекчиевая — переотложенные, сгруженные
сидеритовые конкреции, литокласты песчаных и алевритовых сидеритовых
пластов, раковины аммонитов, двустворок, ростров белемнитов, заполнитель
песчаный и биодетритовый; там же; в — оолитовая — гематитовая руда
.силура района Бирмингема (штат Алабама, США), с обломками скелетов
мшанок и створок брахиопод, цемент доломитовый, поровый; г — песчаная
магнетитовая (титаномагнетитовая) россыпная руда с зернами кварца и с
кварцевым поровым цементом, девон, Новый Южный Уэльс, Австралия; д —
сгустковая, зародышево-конкреционная — современная болотно-озерная ру-
да, Карелия; примесь — песчаный кварц, полевые шпаты, слюда; глинистое
вещество не показано; е — глыбовая — обвальная современная руда, во-
сточный берег Австралии
кой выветривания, крепкая, плотная, тяжелая, образует биогер-
мы высотой до 15 м и размерами по горизонтали в 5—40 м в
темно-серых мощных глинах средней юры района Судака в
Крыму.
Ж 11. Сидеритовая руда конкреционная (рис. 10,3, а), со-
стоящая из цепочек эллипсоидальных и шаровых (сферосиде-
ритов) конкреций, сближенных или сливающихся боками в еди-
ный пласт (0,05—0,2 м), а также в виде линз и пластов пели-
томорфных сидеритов (0,05—0,3 м), довольно часто (через
0,05—0,5 м) прослаивающих мощные глинистые, алеврито-гли-
нистые, лагунные, западинно-шельфовые и глубоководные кот-
ловинные присклоновые турбидитные отложения, например
верхнетоарские, ааленские и байосские отложения Дагестана
(Самурское месторождение, залежи по р. Аварское Койсу, в
хр. Салатау и др.). Мощность сидеритоносных толщ с содержа-
нием сидеритов более 10% (до 20—30%) до 100 м; их в раз-
резе насчитывается несколько. Сидериты темно-серые, глинис-
тые, пелитоморфные, массивные или, реже, концентрически-сло-
истые, часто септариевые, крепкие, плотные, тяжелые, по со-
ставу обычно магнезиальные (сидероплезитовые). Легко обо-
гащаются (Фролов, 1965, 1984). Обычны в угленосных отложе-
ниях карбона и перми.
Ж 12. Сидеритовые руды конгломератовидные (рис. 10.3, б),
из сидеритов, аналогичных Ж И, но сгруженных в единый
пласт при механической конденсации вымыванием тонкого вме-
щающего материала значительной (в десятки метров) мощно-
сти. Заполнитель биодетритовый и песчаный. Это, следователь-
но, механический элювий. Мощность 0,1—1,0 м. Там же, где и
Ж И.
Ж 13. Кварц-сидеритовые (итаберитовые?) руды тонкосло-
истые, слоистость горизонтальная миллиметровая и сантимет-
ровая, обусловленная довольно ритмичным чередованием свет-
ло- или темно-серого сидерита и темно-серого апосилицитового
кварцита, кристаллические, обычно мелкозернистые, крепкие,
плотные, тяжелые, мощностью до 100 м, с содержанием Fe 20—
30% (50—70% сидерита), что отвечает доли сидеритовых сло-
ев в 50—70%, с прослойками амфиболов (рибекита), хлоритов,
лептохлоритов (гриналита), сульфидов железа, прослоями поч-
ти чисто сидеритовые; широко распространены в раннем докем-
брии, например в районе озер Верхнее, Мичиган (США), в Юж-
ной Австралии.
Ж 14. Железные руды гематитовые оолитовые черные и
вишнево-красные, неслоистые, мономинеральные или с шамози-
том и сидеритом, с кварцем или биокластами в качестве заро-
дышевых зерен, часто замещенных гематитом, с кальцитовым
или доломитовым цементом типа заполнения пор (оолиты плот-
но сгружены; рис. 10.3, в), залегают пластами от десятков сан-
тиметров до нескольких метров; в силуре Аппалачского района
"(район Бирмингема в штате Алабама) прослеживаются на
5 Зак. 357
129
больших площадях и являются крупными месторождениями
(руды Клинтон); в ордовике о. Ньюфаундленда руды Уобана в
среднем состоят из 50—70% гематита, 15—20% шамозита (чис-
тые или сложные, гематит-шамозитовые оолиты и цемент),
0—50% сидерита (в основном, видимо, цемент), 4—5% фосфа-
та кальция, 0—1% кальцита и 0—10% обломочного кварца
(Петтиджон, • 1981, с. 519). Руды переотложенные, механоседи-
ментогенные, а их сфероагрегаты первично-сингенетичные, т. е.
гальмиролитические (подводный химический элювий). Для руд
Клинтона это доказывается непрерывностью разреза, распреде-
лением руд, не связанным ни с обнаженностью, ни с несогласи-
ями, наличием обломков руды и гематитовых оолитов в пере-
крывающих доломитах и известняках. Для руд Уобана приво-
дятся почти аналогичные доказательства первичного морского
происхождения (Петтиджон, 1981, с. 519): сортированность
оолитов, следы ряби, косая слоистость, тесная связь с морски-
ми организмами, следы сверлений морскими беспозвоночными,
наличие горизонтов конденсации, содержащих обломки гема-
тит-шамозитовых пластов или, наоборот, тонкие выдержанные
прослои, причем нередко в геохимически чуждом окружении —
в сидерите.
Ж 15. Гематитовая руда черная и темно-красная пелито-
морфная, не оолитовая, в виде тонких, сантиметровых и деци-
метровых выдержанных прослоев, переслаивается с яшмой, с
которой имеет резкие контакты (также признак первичности,
седиментогенности) — важный промышленный тип; докембрий
США, России и др.
Ж 16. Магнетитовая обломочная руда черная, мелко-сред-
непесчаной структуры (рис. 10.3,г), довольно сортированная, с
косой слоистостью, из полуокатанных зерен титанистого магне-
тита (70—80%), сцементированных кварцевым цементом типа
заполнения пор, с примесью обломочного кварца (5%), креп-
кая, плотная, тяжелая, магнитная, залегает массивными плас-
тами по 0,5—1 м, образуя пачку, вероятно, до 15 м, а возмож-
но, и большую, средний палеозой (девон?) Нового Южного
Уэльса в Австралии.
Ж 17. Болотная руда желтая и коричневая, землистая, сла-
бой крепости и желваковая конкреционная, часто лепешковид-
ная, лимонитовая, с алевритовой и песчаной примесью (рис.
10.3, д), неслоистая или неясно слоистая, залегает нечеткими
пластами и линзами толщиной 0,05—0,5 м и реже большей, тя-
готея к берегам и прибрежным зонам Карельских и других
озер, служившая рудой в Петрозаводске времен Петра I. Ос-
новной способ добычи — искусственная конденсация, процежи-
вание ила.
Ж 18. Обломочные железные руды — от глыбовых (рис.
10.3, е) до песчаных, чаще всего вблизи коренных месторожде-
ний, например у горы Высокой на Урале (коллювий); обвали-
вание мощных железных панцирей (до 10 м) — феррикретов —
130
во многих местах Австралии создает глыбовые руды (рис. 10.3, е).
Сортировка отсутствует или разная в зависимости от динами-
ческого способа перемещения — пролювиального, аллювиаль-
ного: прибойного и т. д. Состав гидроокисный, окатанность или
отсутствует, или различная, слоистости нет или она хорошо вы-
ражена (косая, горизонтальная и др.). Цемент железорудный
или иной. Мощность — метры — десятки метров.
Другие петротипы — железомарганцевые конкреционные
океанические (Ж 19), сульфидные (пиритовые) пластовые
(Ж 20, например до 30—35 см в черных сланцах ордовика рай-
она Уобана на о. Ньюфаундленд, содержание пирита около
65%) или тонкопрослаивающие пачку (6,1 м) аспидных слан-
цев (докембрий, штат Мичиган; Петтиджон, 1981, с. 515), тю-
рингитовые (Ж 21, нижний силур Тюрингии, ФРГ, юра Англии,
Франции и других стран Европы), глауконитовые (Ж 22),
гриналитовые (Ж 23 — докембрий, образуются при слабом
метаморфизме шамозита) — имеют в основном лишь теорети-
ческое значение.
Разнообразие петротипов по сравнению с бокситами объяс-
няется не столько большим кларком железа и его соединений
'(он все же несколько меньше алюминиевого), сколько большей
его химической подвижностью, свойствами элемента (перемен-
ная валентность) и участием в биосферном круговороте.
10.4.3. МАНГАНОЛИТЫ, ИЛИ МАРГАНЦЕВЫЕ ПОРОДЫ
Манганолиты, или марганцевые породы, черные (окисные),
светло-серые и розоватые (карбонатные, силикатные), обычно
аморфные или скрытокристаллические, землистые, весьма мар-
кие, неслоистые и тонкослоистые, сходные по структурным ти-
пам с аллитами и ферритолитами, но беднее их, образуют пла-
сты небольшой (дециметры, первые метры) мощности, часто
конкреционные, неравномерно распространенные во времени
(с докембрия доныне) и на площади. Помимо окисных, рас-
сматриваемых здесь и являющихся основными рудами, распро-
странены карбонатные и силикатные руды, хотя последние са-
ми не используются, но служат субстратом для развития на
них марганцевых кор выветривания, уже имеющих промышлен-
ное значение.
М 1. Манганолиты гидроокисные и окисные черные, землис-
тые, пелитоморфные и оолитовые, весьма маркие, неслоистые и
неясно слоистые, вероятно, полиминеральные — псиломелано-
вые, вернадитовые и пиролюзитовые, возможно, и мономине-
ральные (один из этих минералов), что устанавливается с тру-
дом, залегают пластами, редко превышающими 1 м, часто в них
рудное вещество является цементом песчаников или конгломе-
ратов прибрежных фаций — песчано-глинистых, кремневых
(спонголиты, опоки) и мергельных отложений гумидных и (или)
семиаридных зон Земли. Широко распространены в олигоцене:
5*
131
Рис. 10.4. Марганцевые руды:
а — оолитовая и пизолитовая родохрозито-окисная (вернадитовая?) с пес-
чаным заполнителем с известково-марганцевым поровым цементом, олигоцен,
Чиатура, Грузия; б — обломочно-оолитово-пизолитовая, с биокластами»
кварцем и другими обломочными компонентами, с карбонатным цементом;
там же; в — лепешковидные железомарганцевые конкреции в красных океа-
нических глинах Тихого океана (рисунок по фотографии дна); г — сложное
строение седиментационной корки и ЖМК гидроокисной марганцевой руды:
вверху — микрослоистая текстура (1), ниже — колломорфно-столбчатый
(или радиально-дендритовый в ЖМК) слой (2)—чередование аморфных руд-
ных и тончайших глинистых слойков; ниже (3) — сгустково-обломочный слой
рудный, под ним (4) — глобулярный колломорфный, колломорфно-слристый
(5), микросгустково-обломочный (6) и дендритово-рудный (7) слойки; д —
разрез в основном диагенетической конкреции из красных пелагических глин
Никополь на Украине, Чиатура в Грузии — основные промыш-
ленные месторождения; Лабинское (на Северном Кавказе) и
Мангышлакские месторождения — непромышленные; пока не
разрабатываются палеогеновые месторождения восточного скло-
на Урала (Полуночное, Марсята и др.).
М 2. Манганолиты карбонатно-окисные светло-серые, розо-
ватые с черными пятнами, нередко темно-серые (сильноокис-
ленные), оолитово-пизолитовые (рис. 10.4, а, б) и пелитоморф-
ные, неслоистые и слоистые, от почти чистых родохрозитовых
до родохрозит-вернадитовых или родохрозит-псиломелановых
и манганокальцитовых, с родохрозитовым, кальцитовым и окис-
но-марганцевым цементом, слабые и средней крепости, залега-
ют часто вместе сМ 1 и силицитами (спонголитами, опоками),
сменяя их фациально (дальше от берега) и по разрезу. Мощ-
ности их пластов редко превышают 1 м. Там же. На Полуноч-
ном месторождении карбонатные руды широко развиты.
М 3. Метаморфизованные окисные марганцевые руды пре-
имущественно браунитовые и гаусманитовые, черные, пелито-
морфные, неслоистые и тонкослоистые, часто переслаивающиеся
с яшмами и кремнями, в той или иной мере кремнистые (хал-
цедоновые и кварцевые), крепкие, пласты мощностью до пер-
вых метров и линзы, гнезда, залегают в кремнево-карбонатных
и эффузивно-кремневых формациях Казахстана (верхний девон,
фамен, Жайремское и другие месторождения), Урала (девон —
нижний карбон, Башкирские и другие месторождения зеленока-
менного синклинория), Кавказа (мел—палеоген, Закавказье).
Обогащаются трудно, не удается полностью избавиться от крем-
незема.
М 4. Окисленные марганцевые руды черные, пелитоморф-
ные, вернадитовые и псиломелановые (вадовые), изредка с кон-
крециями манганита и пиролюзита, неслоистые и с унаследо-
ванной текстурой (псевдоморфные), в основном кайнозойские
и современные, развивающиеся по первичным марганцевым ру-
дам, в том числе и бедным и трудно обогащаемым (родонито-
вым, кремневым, силикатным — гранатовым — спессартино-
вым, гондитовым), иногда по базитам и ультрабазитам в лате-
ритных корах Индии, Бразилии, Западной Африки, Австралии
(известны крупные месторождения руд высокого качества).
Мощность до нескольких метров.
М 5. Силикатные манганолиты не разрабатываются как ру-
ды из-за трудности обогащения. Это родонитовые и гондитовые
породы. Последние развиты в архее и главным образом в про-
Индийского океана (глубина 5000—5100 м); сложное строение (есть сход-
ство с «г») — свидетельство длительной и сложной истории, в которой не
раз наступали стадии брекчирования, перемыва, нового нарастания рудного
и глинистого вещества; е — бактериальные образования в железомарганце-
вых конкрециях юго-восточной части Индийского океана, из Г. Н. Батурина,
(1986, с. 272)
133
терозое и представляют собой метаморфизованные до гранули-
товой или зеленосланцевой стадии кристаллические сланцы с
кварцем и марганцевым гранатом — спессартином. Они ас-
социируются с железистыми кварцитами, метавулканитами, со-
держат линзы браунитовых и браунит-гематитовых руд; извест-
ны на Балтийском щите, на юге Сибирской платформы и на
Дальнем Востоке (Страхов, 1986; Страхов и др., 1968).
М 6. Железомарганцевые конкреции и корки на дне океа-
нов состоят из сферических (1—15 см), лепешковидных (рис.
10.4, в, г, д') и иных по форме конкреций, иногда сливающихся
боками в панцирь, а также из корок толщиной в сантиметры
и дециметры. Черные, землистые, пелитоморфные, неслоистые,
в основном аморфные, нередко концентрически-слоистые и ра-
диально-лучистые, крепкие и слабой крепости, иногда с зубами
акул (до 7 см), обычно залегающие на поверхности красных
глин на глубине ниже критической для карбонатов (ниже
4000—4500 м) в области развития нанопланктонных карбонат-
ных, а также радиоляриевых и диатомовых илов, мощность их
горизонтов 0,05—0,2 м. Они состоят из вернадита, тодорокита,
бернесита, манганита, пиролюзита. Содержание марганца до-
стигает 20%. Руды легко обогащаются. В настоящее время их
выгодно разрабатывать главным образом на кобальт, никель,
возможно, медь и на другие малые элементы, концентрации ко-
торых в них во много раз выше кларковых (см. ниже, 10.6.1).
Из описания петротипов видно, что они во многом аналогич-
ны в этих трех группах пород.
10.5. ГЕОЛОГИЯ «АЛФЕРМАНГОВОЙ» ТРИАДЫ
Геологическая близость аллитов, ферритолитов и манганоли-
тов, или «алферманговой» триады, определяется сходством или
даже тождеством генезиса в широком смысле слова (см. ниже,
10.6), т. е. во многом одинаковыми способами и условиями об-
разования. Все они находятся в корах выветривания, главным
образом латеритных (см. рис. 3.1); ферритолиты и манганоли-
ты бывают и подводно-элювиальными. Эти образования нецик-
личны, коры выветривания построены четко асимметрично, с
вертикальной векторностью, отвечающей распространению аген-
тов и фронта выветривания сверху вниз. В них рудная триада
практически всегда занимает верхнее, венчающее положение,
чаще всего состоит из двух элементов: панциря (или кирас-
еы, крета) железного (возможно, до 10 м), реже аллитового
(до 2—3 м) и, возможно, тонкого (до 10—20 см) манганоли-
тового состава, и более рыхлого, чаще всего сфероагрегатного
железного, латеритного и аллитового горизонта (до 50 м). Не-
редко ниже еще выделяется не чисто рудный, а рудно-каолино-
вый (пятнистый, жильный и гнездовой) инфильтрационный, или
иллювиальный, горизонт (возможно, до 20—30 м), подстилаю-
щийся чистым каолином.
134
От аллитов к ферритолитам и манганолитам уменьшается
относительная доля элювиальных руд и увеличивается доля от-
ложений, что соответствует возрастанию геохимической под-
вижности элементов и соединений. По мере миграции латерит-
ного вещества из кор выветривания все четче проявляется цик-
литовость вмещающих отложений и руд, свидетельствующая о
пульсационности седиментации, смешении и разбавлении мате-
риала. Породы алферманговой триады оказываются членами
многих геологических формаций.
У аллитов, первично принадлежащих только формации лате-
ритного выветривания, это лишь карбонатные и немногие тер-
ригенные формации. Связь с карбонатными формациями чаще
всего не генетическая и даже часто не парагенетическая, а во
многих случаях паракатетическая: бокситы к ним приурочены
просто потому, что из-за легкого карстования области развития
карбонатных пород оказываются гипсометрическими ловушка-
ми, которые и перехватывают поток бокситового или железо-
рудного материала, сносимого с водоразделов, из кор выветри-
вания (рис. 10.5,а, б). Примеры — месторождения СУБРа:
Красная Шапочка и Горностайское (D2). Это высококачествен-
ные бокситы, и запасы в них большие.
Карстовые бокситы широко распространены в Европе, Азии
в мезозое и кайнозое, особенно в юре, верхнем мелу и палео-
гене Венгрии, Югославии, Греции, Испании, Франции, в Под-
московье, Казахстане, Фергане, Сибири и др. При этом воз-
можен и собственно карстовый генезис: латеритизация и бокси-
тизация нерастворимого глинистого остатка известняков — тер-
ра-россы, остающейся после выноса карбоната, а также зано-
симого реками и подземными потоками глинистого вещества.
Есть некоторые признаки, что бокситы образовались и по вул-
каническим туфам, выпадавшим, например, на коралловые ост-
рова Тихого океана. Здесь, следовательно, идет своеобразный
процесс латеритного выветривания, в принципе сходный с нор-
мальным латеритным процессом, не связанным с карстом.
Бокситы распространяются и дальше карстовой зоны, про-
двигаются к побережью и откладываются в западинах шельфа
(рис. 10.5, в—б). При этом качество ухудшается. Связь бокси-
тов с терригенными формациями, таким образом, парагенетиче-
ская, осуществляющаяся при перемещении бокситового, желе-
зорудного и силикатного материала на склонах (делювий), в
мелких ручьях и речках (пролювий и аллювий), озерах, лагу-
нах и заливах (озерные, лагунные, заливные и западинно-мор-
ские бокситы). Эти бокситы, чаще всего пониженного или низ-
кого качества, отличаются примесями каолина, ильменита (сви-
детельство развития латеритных кор по базитам и ультрабази-
там), растительных остатков и литокластов. Обломки нередко
окатаны, сортированы, слоистость бывает и косой, потоковой.
Примеры: нижний карбон, Тихвинское месторождение, Аркан-
зас (США, см. рис. 10.5, в—д)—в основном аллювиальные и
135
Рис. 10.5. Литолого-геологические разрезы некоторых основных месторож-
дений бокситов:
а и б — Северо-Уральский бокситовый район (СУБР); месторождения;
а — Красная Шапочка; б — Горностайское; 1 — известняк массивный рифо-
генный с вмытыми сверху жилами, гнездами бокситов и щебенкой извест-
няков; 2 — подрудок — линзы и гнезда глиноземно-известково-глинистой
неслоистой и слоистой породы (0—1 м) с обломками известняков и бокси-
тов; 3 — красный боксит, местами темно-бурый, участками слоистый, не-
। маркий; 4 — пестроцвет — пиритизировэнный светло-голубоватый неслоис-
озерные. Это гидраргиллитовые и бёмитовые бокситы, с гидро-
гётитом, гидрогематитом и гематитом, с обломочной структу-
рой, мощностью до нескольких метров. В морских бокситах
обычна примесь лептохлоритов, сидерита, пирита, встречается
фауна. Помимо обломочной часты сфероагрегатные структуры.
Ферритолиты формационно значительно разнообразнее ал-
литов и манганолитов. Помимо латеритных кор выветривания
(см. рис. 3.1) они залегают в терригенных коллювиальных, ал-
лювиальных, озерных отложениях, образующих молассовые фор-
мации, широко распространены в шлировой-и других прибреж-
но-морских гумидных формациях, заходят в периферические ча-
сти аридных (в парагенезе с фосфоритами и манганолитами),
встречаются в заливах, западинах шельфа, у подножия конти-
нентального склона во флише и в океанских формациях. Кроме
того, они обычны в вулканогенно-осадочных формациях (отло-
жения лимонитовых каскадов, полей вулканического элювия
и т. д.). Меньше по сравнению с бокситами их в карсте.
Элювиальные железные формации, единые по способу обра-
зования главного генетического типа — химического элювия,
отличаются субстратом и его производным — типом руд. Ла-
теритный горизонт, к которому относятся руды железа, разви-
тый на обычных силикатных породах, имеет мощность 1—20 м,
часто состоит из двух горизонтов: панциря, или кирассы, и бо-
лее рыхлого ниже залегающего сфероагрегатного горизонта
тый перекристаллизованный боксит, связанный постепенным переходом с
красным (3); 5 — пестроцветный боксит, в основном темно-серый слоистый
диаспоровый с ритмичными прослойками бокситоподобных хлоритовых глин,
с SiOa — 8—15%, Сорт — 2—4%, сульфидной S — 7—9%, в основании —
следы размыва и редкие обломки бокситов, на восток постепенно фациально
переходящий в битуминозные известняки; 6 — черные известковые боксито-
подобные лагунные глины; 7 — мергель темно-серый с прослойками боксито-
подобных известковых глин; 8 — известняк кровли темно-серый битуми-
нозный; в—д — палеогеновые бокситы Арканзаса (США); в — схематичес-
кий профиль: I — формация Бергер и II — формация Селайн, составляющие
группу Уилкокс; I — нефелиновые сиениты, купол Селайн; 2 — остаточные
(неперемещенные из коры выветривания) бокситы; 3 — коллювиальные; 4 —
дистальный коллювий и руслово-флювиальные и прибрежно-морские бокси-
ты, часто косослоистые; 5 — лигниты (бурые угли), из И. Валетона (1974);
г — деталь «в»: 1 — глины группы Мидуэй, палеоцен; 2 — боксит нижний
порфировидный — пелитоморфный с рассеянными пизолитами с руслоподоб-
ными врезами обломочных бокситов; 3 — глины; 4 — лигнит; 5 — валунно-
глыбовый боксит; д — сводный поперечный разрез обломочных косослоис-
тых бокситов — залежи 4, второй снизу в формации Бергер (см. «в») тол-
щиной около 10 м (сл. 4): 1 — пизолитовые бокситы нижней, первой зале-
жи; 2 — глины каолинитовые; 3 — лигниты и замещающие и частично пе-
рекрывающие сидериты (белое); 5 — глины, внизу каолинитовые, лигниты,
сидериты, вверху песчаные глины; косая слоистость сл. 4 не видна в сечении,
нормальном к руслу, но видны справа русловые врезы; е — распределение
минералов в разрезе бокситов на субаркозовых песчаниках месторождения
Уэйп (Квинсленд, Австралия; из Валетона, 1974, с. 137); горизонты: I —
сфероагрегатный, II — каолино-боксито-железорудный, иллювиальный — зо-
на колебания уровня грунтовых вод; III — материнские породы
137
IJcm. рис. 3.1). Более мощные железные руды, однако, образу-
ются по гипербазитам, например в Австралии на восточном по-
бережье на севере штата Новый Южный Уэльс мощностью
свыше 40 м. Это почти чистые руды (Fe в них 50—55%), но
они содержат вредную примесь хрома (до 3%), хотя легиро-
ваны никелем и кобальтом. В России руды этого типа юрского
возраста р зарабатываются в районе Халилово (Оренбургская
обл.). Но наиболее богатые и чистые, свободные от вредных
примесей хрома, фосфора, мышьяка и других, развиваются по
первичным рудам — железистым кварцитам и сидеритам:
каменноугольная кора выветривания на КМА и в Кривом Ро-
ге, на Бакальских сидеритовых месторождениях рифея. Их
мощность превышает 100—200 м.
Железные шляпы колчеданных месторождений, широко рас-
пространенные, например, на Урале (Блявинское, Нижнета-
гильское, Калатинское, Ревдинское, Полевское и др.), домело-
вого возраста, обогащенные золотом, медью, серебром, плати-
ной, цинком и др., интенсивно разрабатывались в прошлом.
Коллювиальные железные руды (обвальные, осыпные, ополз-
невые и делювиальные) широко распространены, имеют боль-
шие запасы, мощность их достигает десятков метров (150—
180 м в Березовском грабене в Читинской обл. по р. Аргуни),
структура руды от грубообломочной до песчаной, широко рас-
пространены в мелу, особенно в раннем. Месторождения ,гор
Высокой, Магнитной на Урале и Зальцгиттер в ФРГ (до 60 м,
базальный горизонт в основании неокома) — наиболее извест-
ные. Содержание Fe достигает 43,3%.
Инфильтрационные, карстовые, метасоматические руды воз-
никают при миграции чаще всего из кор выветривания по тре-
щиноватым зонам и пористым осадкам, заполняют карстовые
полости и, перекрывая их борта, распространяются плащеобраз-
но. Структура пелитоморфная, колломорфная, сфероагрегатная,
изредка обломочная, состав гидроокисный, сидеритовый, суль-
фидный. Бурые железняки основания мезозоя Алапаевского,
Зыряновского, Синячихинского месторождений Свердловской
обл., заполняющие карст в нижнем карбоне, мощностью до
70 м, слагают рудное тело протяженностью до 10 км, с содер-
жанием Fe 30—58% (в среднем 42%), гидрогётитового состава
(ниже уровня грунтовых вод руда лептохлорит-гидрогётитовая
и сидеритовая с примесью стриговита — железомарганцевого
хлорита). Иной тип — бурые, часто глинистые, желваковые ру-
ды Уфалейского, Полевского и Ревдинского районов. Сулин-
ский тип (Донбасс) — замещенные гётитом и гидрогётитом на
глубину в сотни метров известняки карбона. Замещение произо-
шло в третичное время, при латеритном выветривании.
Аллювиальные руды железа (рис. 10.6) широко распростра-
нены, обычно имеют оолитовую структуру, косую слоистость,
гидрогётитовый состав, с шамозитом и сидеритом в нижних го-
ризонтах и цементе, вмещающие породы — алевриты, глины,
138
Рис. 10.6. Оолитовые железные руды среднего олигоцена Приаралья, по
Л. Н. Формозовой (1949):
а — аллювиальные залежи кутанбулакской свиты (/) и контуры эрозион-
ного размыва их (2); К — Кутан-Булак, северный участок; б — разрез
рудной залежи северного участка: 1 — покровный суглинок, 2 — кварцевые
тонкозернистые пески и алевриты, 3 — железистые алевриты и песчаники,
4 — глины алевритистые, 5 — оолитовая руда, 6 — бобово-оолитовая кон-
гломератовая руда, 7 — морские глины подстилающей чеганской свиты
(эоцен?); в — косослоистые (оолитовые и бобово-конгломератовые) руды в
продольном сечении (деталь рис. «б»); г — палеогеографическая схема рай-
она месторождения Кок-Булак (средний олигоцен): 1 — морские глины
эоцена (?), 2 — аллювий наземной части дельты, 3 — выходы наклонных
на юго-запад рудных линз; д — субширотный разрез северного участка ме-
сторождения Кок-Булак: 1 — покровный суглинок, 2 — железистый песок
с рудной галькой (₽з3), 3 — песок, 4 — алеврит, 5 — песчаник, 6 — пес-
чаник с Fe-оолитами, 7 — переслаивание глины с оолитовой рудой, 8 —
слои конденсированной руды, 9 — крепкая руда с сидеритовым цементом;
10 — черная сыпучая руда
в
Рис. 10.7. Железные (а—г) и марганцевые руды (д) Камышбурунской
мульды (а, б) киммерийского (среднего плиоцена) возраста на южной
окраине г. Керчи и палеогеография века накопления руды (в, по Н. М. Стра-
хову, 1986, с. 317):
а — схематический разрез пласта руды: 1 — ракушняки подстилающие и
внутрирудные, 2 — табачные, желтовато-зеленые (оливковые) шамозитовые
руды с Fe-оолитами, 3 — бурые, оолито-пизолитовые, сгруженные при кон-
денсации руды, 4 — наиболее выраженный Fe-панцирь; б — часть разреза
толщи — табачные руды с рассеянными оолитами и панцирь по горизонту
конденсации (подводному рудному перлювию); в — фациально-палеогеогра-
фическая схема (Страхов, 1986, с. 317): 1 — железные руды, 2 — мелко-
водные песчано-глинистые отложения, 3, 4 — более глубоководные осадки
достоверные (3) и предполагаемые (4); г — схема аутигенно-минералоги-
ческой зональности внутри джеспилитовой формации (Страхов, 1962, с. 182):
пески. Примеры: 1) приаральские среднеолигоценовые, образо-
вавшиеся в среднем и нижнем течении древней Кутан-Булак-
ской реки и в дельте Кок-Булакской реки (обе текли с севера,
с Урала), линзовидные, протяженные, мощностью до 25 м;
2) Лисаковское, Аятское, Кировское и другие месторождения
Тургая (Кустанайская обл.) палеогеновые, протяженностью
рудных тел в десятки км до 120 км (при ширине 2—8 км) и с
огромными запасами (1,5 млрд т только на Л Исаковском место-
рождении); содержание Fe 30—40%, много фосфора (1—1,5%),
но залегают почти на поверхности, поэтому эксплуатируются.
Озерные железные руды карбона разрабатываются в Туль-
ской и Липецкой областях, мощность пластов 1—7 м, это бу-
рые железняки, обогащенные марганцем. Современные озерные
руды, например, в изученном Е. И. Соколовой оз. Пинус-Ярви
(Ленинградская обл.) формируются на глубине 1—5 м в зоне
шириной 100—300 м, выклиниваются к центру озера (отличие
от болотных руд, которые формируются в центральной части
водоема), pH от 7,5 до 6,5 (т. е. близок к нейтральному), Eh
окислительный (от +384 до +500 мВ), рудные тела — линзы
и пласты (до первых метров), часто тонкослоистые, сезонные
(зимой выпадает гидроокисное железо — 3—10 мм, а весной —
летом — часто более мощные песчано-глинистые слойки).
Структура пелитоморфная, оолитовая, бобовая, конкреционная,
в центре оолитов часто обломочный кварц, в оолитовой части
чередуются гидрогётит и псиломелан. МпО2 в рудах до 58%.
Fe и Мп поступают из сульфидов железа кембрийских алевро-
литов и из ленточных четвертичных глин.
Морские железные руды наиболее крупные и разнообраз-
ные. По вмещающим осадкам их можно разделить на терриген-
ные, карбонатные, кремневые и вулканические. Мощности руд-
ных толщ — до многих десятков метров с 2—4 пластами (0,5—
15 м) руд, которые прослеживаются на сотни километров, а с
перерывами (клиптонские — на 1800 км вдоль всей Аппалач-
ской геосинклинали, от штата Нью-Йорк до Алабамы) — на
тысячи километров, но вкрест простирания — на первые кило-
метры (до 18 км — в минеттовых рудах). Примеры: 1) минет-
товые руды (оолитовые, «минетта» — старый горняцкий термин
для обозначения оолитовых железных руд в долине Минетт в
1 — песчаники и алевролиты, 2 — глинистые сланцы, 3—5 — рудная фация
(3 — силикатные и сидеритовые кварциты с пиритом, 4 — магнетитовые
кварциты, 5 — гематитовые кварциты), 6 — кларк Fe, 7 — степень вос-
становленности Fe, 8 — уровень моря; д — строение рудного горизонта
Чиатурского месторождения марганца (по Л. Е. Штеренбергу, из Страхова
и др., 1968, с. 296): 1 — окисная руда, 2 — карбонатная руда, 3 — окис-
ленная руда, 4 — песчаники, 5 — глины и песчаники глинистые; е — два
типичных разреза рудного пласта, там же: I — Баникаури, II — Дарквети,
юг; слои: 1 — конгломераты, 2 — окисные руды, 3 — песчаники, 4 — окис-
ленные руды, 5 — глины, 6 — окисленные руды, 7 — спонголитовые песча-
ники, 8 (в разрезе II) — карбонатные руды
141
Вогезах во Франции) глинистые, протягивающиеся с севера на
юг на 100 км; 2) керченские, плиоценовые, киммерийские, гид-
рогётит-шамозитовые и сидеритовые, пласт руды максимальной
мощностью до 14 м протягивается с запада на восток больше
чем на 100 км (рис. 10.7, а—в), имеют сложное строение (см.
рис. 10.7,а), обусловленное переслаиванием зеленых «табачко-
вых» пелитовых и редко оолитовых шамозитовых слоев и линз
с оолитовыми, в основном гидрогётитовыми, с прослоями ра-
кушников, часто замещенных гидрогётитом, с глинистыми, мер-
гелистыми и песчаными вмещающими породами, отложившими-
ся в большом заливе типа Азовского моря в прибрежной уме-
ренно подвижной зоне в режиме чередования застойных и бо-
лее динамичных фаз, между растущими антиклиналями; 3) ниж-
не-среднеюрские руды Польши, Германии, Англии, оолитовые,
с типичной зональностью: в основном гидрогётитовые в песча-
ной, гидрогётит-шамозитовые — в алевритовых и преимущест-
венно сидеритовые — в глинистой и мергелистой фациях; 4) За-
падно-Сибирский железорудный бассейн позднемелового и па-
леоценового возраста в среднем течении Оби, распространенный
по меридиану на 600 км, по широте на 250—300 км (площадь
200 тыс. км2); месторождения — Нарымское, Колпашевскоех
Бочкарское и др. (также называются и горизонты); вмещаю-
щие отложения — пески, алевролиты, глины с глауконитом и
шамозитом; 5) рифейский Ангаро-Питский железорудный рай-
он (Красноярский край) с разведанными запасами только по
трем месторождениям — Нижнеангарскому, Удоронгскому и
Ишимбинскому — более 2 млрд т; рудоносный горизонт (80—
100 м, иногда до 150 м) — конгломерато-песчано-глинистых
прибрежных отложений; руды обломочные — от брекчиевых и
конгломератовых до тонкопесчаных и алевритовых и пелито-
морфные коллоидальные, вероятно, хемогенные; минеральный
состав — гематит-сидеритовый, с шамозитом, тюрингитом, гё-
титом, изредка, в глинистых фациях, с хлоритоидами. Источ-
ник питания — коры выветривания железистых кварцитов.
Железо сланцевые рудные формации гематитовые, по вмеща-
ющим породам двух типов — существенно карбонатные (верх-
недевонская Атасуйская группа месторождений в Центральном
Казахстане) и эффузивно-кремневые (Удско-Шантарская зона
на Дальнем Востоке). Мощность пластов — от первых метров
до 10 м, максимум до 20—30 м, пласты протягиваются на сот-
ни метров — первые километры. Ассоциируются с марганцевы-
ми рудами. Обстановка отложения глубоководная, котловин-
ная, возможно, с гидротермальным питанием по разломам, ог-
раничивающим эти грабены, вероятно, типа Красного моря
(Вулканогенно-осадочный..., 1981).
Формации железистых кварцитов архейско-нижнепротерозой-
ские по составу кварц-магнетитовые, кварц-гематитовые, сиде-
рит-магнетит (гематит)-кварцевые тонкослоистые и сидерит-
кварцевые, мощностью рудных пластов до сотен метров, а вме-
142
сте с вмещающими отложениями — до километров. Содержа-
ние железа 20—40% (сидерита до 50—80% или гематита до
50—60%). Помимо кварца, окисные ферритолиты ассоциируют-
ся с сидеритами, известняками, основными эффузивами, туфа-
ми. Хотя генетически эти формации различны, но несомненно
присутствие среди них открыто морских (см. рис. 10.7,а), пе-
лагических, глубоководных и, вероятно, гидротермных по пита-
нию рудным компонентом (Бетехтин и др., 1964; Железоруд-
ные..., 1955; Металлогения..., 1966, 1973, 1978; Проблемы..., 1969;
Страхов, 1986; и др.).
Манганолиты формационно не менее разнообразны: терри-
генные, карбонатные, кремневые, гондитовые, элювиальные и
океанические железомарганцевые конкреционные (см. рис. 10.4
и 10.9), вулканитовые. Они заполняют плотно весь фациальный
профиль — от водоразделов с корами выветривания до самых
низких отметок океанического дна (5000—6000 м).
Марганценосные коры выветривания возникают в условиях
теплого гумидного типа литогенеза при холмистом и низкогор-
ном рельефе и условии первичного обогащения субстрата мар-
ганцем: не менее 2—5% марганца в карбонатных породах и
10—15% — в силикатных. При меньших содержаниях образу-
ются лишь инфильтрационные или метасоматические руды.
Обогащение марганцем в основном пассивное, относительное —
за счет выноса других компонентов (кремнезема, глинозема и
соединений железа), происходящего еще в щелочную ста-
дию, когда начинает мигрировать и марганец. Элювиаль-
ные руды высококачественные, они в основном современ-
ные.
Главные марганцевые руды морские, залегающие в терри-
генных, карбонатных и кремневых, а также вулканогенных фор-
мациях. Большая часть руд приурочена к мелководным фаци-
ям: Никопольские, Чиатурские (см. рис. 10.7, д,е), Восточно-
Уральские и другие месторождения палеогена России. Это в
основном терригенные толщи небольшой мощности. Рудная фа-
ция начинается в песках, увеличивается в мощности и улучша-
ется в качестве руд в алевритах и глинах и продолжается в
опоках или известняках—мергелях. По сравнению с железо-
рудной фацией марганцеворудная несколько сдвинута в сторо-
ну центральной части моря, особенно это заметно на крутых
шельфах, что отвечает большей геохимической подвижности со-
единений марганца. Фациальная зональность четкая: первично-
окисные руды — псиломелановые и манганитовые — в песках
и алевритах; с удалением от берега и углублением, одновремен-
но с утонением осадков появляются карбонатные руды — родо-
хрозитовые, олигонитовые, манганокальцитовые; в глинах, опо-
ках руды чисто карбонатные. В Чиатуре этот профиль растя-
нут на 10—12 км, в Никополе — на несколько километров, в
Полуночном (Урал) — на 0,5 км. Более карбонатный тип фор-
маций с марганцевыми рудами развит на Улетелякском (Вос-
143
точный Урал, нижний палеоген) и отчасти на Чиатурском (Гру-
зия) месторождении.
Рудные концентрации в олигоцене, как и в кембрии (Куз-
нецкий Алатау), ордовике (Средняя Азия) и других системах,
возникают не на фоне повышенных кларковых концентраций
(они в глинистой фации), а часто приурочены к пескам (кларк
марганца низкий) или даже безразличны к зональности клар-
ковых концентраций.
Кремневые и вулканогенные марганценосные формации час-
то парагенетически совмещаются друг с другом, например в
девоне эвгеосинклинали Восточного Урала (Магнитогорский ме-
гасинклинорий). В этих формациях преобладают то силициты —
яшмы и кремни, то вулканиты основные, кислые или и те и дру-
гие (в контрастных формациях). Типично участие турбидитов,
олистолитов рифовых известняков. Марганцевые руды, в основ-
ном пиролюзитовые, браунитовые или манганитовые, залегают
массивными (0,5—3 м) линзами или пластами и в виде их тон-
ких (1—5 см) переслаиваний с яшмами. Они довольно безраз-
личны к вмещающим породам и залегают как в лавах, туфах,
силицитах, так и в песчаных турбидитах, иногда обнаруживая
наложенный, рвущий характер, что указывает на гидротермаль-
ный источник как марганца, так кремнезема, а нередко и же-
леза. Обстановка накопления чаще всего глубоководная, котло-
винная (красноморского типа), во всяком случае приразлом-
ная. Во время Великой Отечественной войны эти мелкие ураль-
ские месторождения интенсивно разрабатывались.
О гондитовых марганценосных формациях см. выше (10.4.3,
М 5).
10.6. ПРОИСХОЖДЕНИЕ АЛФЕРМАНГОЛ ИТОВ
Все предыдущее свидетельствует как о большом сходстве
происхождения пород триады, так и о их полигенетичности, хо-
тя и меньшей, чем у известняков, силицитов и фосфоритов.
10.6.1. СПОСОБЫ ОБРАЗОВАНИЯ
Способы образования различны и полностью не изучены.
Многие из них очевидны — они выражены в обломочной, ооли-
товой и иной структуре, другие могут считаться вероятными,
хотя окончательно не доказанными. Это не позволяет дать сра-
зу их систематику — классификацию и заставляет при рас-
крытии способа показывать степень доказанности. При этом
надо различать способы образования компонентов, с одной
стороны, и пород или отложений — с другой. Например, ком-
поненты могут быть хемогенными (оолиты, сферолиты и т. д.),
а породы — механогенными, если эти сфероагрегаты переот-
ложены.
144
Если не подниматься на геологический уровень, то по доми-
нированию более элементарных процессов можно различать
химические, биологические и механические способы образова-
ния алферманголитов. Химические способы — это химическое
выветривание силикатных или железомарганецсодержащих по-
род, метасоматоз (преимущественно карбонатных пород) и
химическое осаждение из коллоидных и истинных растворов в
путях миграции, а также в осадках и породах. Биологические
способы, по-видимому, второстепенные, хотят бактериальное
осаждение железных и, вероятно, марганцевых соединений
изучено пока слабо. Если химические и биологические способы
создают первичные накопления, то механические нередко их
концентрируют, хотя могут и разбавлять и уничтожать.
В действительности химические и механические способы
сложнее, и комплексы скрывающихся под этими названиями
процессов точнее следует подразделять на геологическом уровне
и выделять элювиальные и седиментогенные алферманголиты.
Каждая из этих крупных генетических групп подразделяется
по способам образования на более мелкие генетические типы.
В элювиальном выделяются химический и механический элю-
вий, т. е. панцири и собственно хемоэлювий — в первом и лер-
лювий, или горизонты конденсации, — во втором. В седименто-
генном крупном генетическом типе (ранг ряда или надряда,,
т. е. класса или надкласса) различаются хемогенные, биохемо-
генные и механогенные осадки и отложения. Хемогенные осадки
можно прежде всего подразделить на гидротермные и экзо-
генные, а затем — по географической обстановке — на назем-
ные и подводные. Возможно и более дробное деление по этому
признаку: наземных — на аллювиальные, болотные, озерные и
карстовые, подводных морских — на лагунные, западинно-
шельфовые и пелагические (котловинные, или грабеновые, риф-
товые и батиально-абиссальные). Механогенный ряд алфер-
манголитов обширен и включает почти все типы коллювия (об-
вальные, осыпные и делювиальные отложения), аллювий, бо-
лотные и озерные, а также пещерные и отчасти даже эоловые
механогенные накопления, а из морской группы — дельтовые
(речные выносы), прибойные (россыпи) и, возможно, отложе-
ния течений.
Помимо седиментационных и элювиальных возникают и ин-
тракрустальные руды: инфильтрационные и глубинно-метасома-
тические, например сидеритовые в Бакальских месторождениях
(скорее всего катагенетические), сидериты угленосных и мор-
ских глинистых толщ (юра Дагестана) — диагенетические.
Перечисленные способы неодинаково свойственны породам
триады. Аллиты в основном элювиальные и механогенные, при-
чем мало выходящие за пределы суши или прибрежной зоны
моря. Ферритолиты, наоборот, бывают всех упомянутых в клас-
сификации типов. Манганолиты снова беднее генетическими ти-
пами, они в основном морские гальмиролитические, хемогенно-
145
Рис. 10.8. Химические условия рудогенеза алферманголитов:
а — порядок выпадения из раствора при разных pH (по Бриттону, из
Страхова, 1986, с. 203); б — последовательность выпадения гидроокисей
Fe и Мп при окислении их закисных соединений (по Фогту, из Страхова,
1986, с. 334): I, II и III — стадии процесса; в — растворимость главных
окислов в зависимости от величины pH, по Г. Бардоши (1959) и К. В. Кра-
усконфу (1959), из Ф. К. Лоугнэна (Вопросы..., 1964, с. 340), с добавлением
МпОз и СаСОз; г — фациальный профиль алферманголитов (Страхов, 1962):
1 — руды коры выветривания, 2 — руды зоны глубокой циркуляции под-
земных вод, 3 — озерные и болотные руды, 4 — сидеритовые руды парали-
тических угленосных бассейнов, 5 — сидериты нижней (глинистой) зоны
шельфа; д — прямая корреляция содержаний А120з и TiO2 в бокситах раз-
ных месторождений Венгрии (по Г. Бардоши и Д. Бардоши, 1954); е —
седиментогенные, отчасти механогенные, а из наземных — элю-
виальные, инфильтрационные и отчасти озерные.
Поскольку основной способ первичного накопления алфер-
манголитов химический, для более конкретного его понимания
следует осветить главные черты их химизма и реализацию хи-
мических свойств в геологических условиях, начиная с процес-
сов мобилизации в корах выветривания и на вулканах и кончая
хемоседиментацией и диагенезом.
В элювиальном процессе соединения Al, Fe и Мп начинают
освобождаться из молекул силикатов при их гидролизе на ран-
них стадиях (но в основном после К, Na, Са и Mg; см. гл. 3)
и как малоподвижные, т. е. плохо растворимые в обычных эк-
зогенных условиях (pH от 5 до 9, рис. 10.8, а—в), большей
частью остаются на месте, в коре выветривания. Их более или
менее концентрированные, чистые накопления в основном оста-
точные, пассивно обогащенные — за счет выноса кремнезема в
щелочных условиях (см. рис. 10.5, е). Поскольку процессы про-
текают медленно, не динамично, практически в масштабе гео-
логического времени (до миллионов лет), в корах выветривания
имеют возможность проявиться даже тонкие, незначительные
отличия геохимической подвижности элементов этой триады и
другие отличия от химизма. В результате возникают более или
менее чистые, отдифференцированные накопления бокситов,
ферритолитов и марганцевых руд — в виде микро- и макрокон-
креций и геологических тел — соответствующих фаций коры
выветривания.
В степени отдифференцированности проявляются различия
кларков концентрации, наименьших у А1 (не выше 2,5—4),
средних у Fe (6—14) и наибольших у Мп (200—400). Кларки
концентрации определяются геологически — по величинам (мас-
сам) стянутого в конкреции (оолиты, пизолиты, бобовины
и т. п.) вещества относительно его первичного рассеянного со-
держания в осадке или породе, они поэтому дают возможность
оценить реальную, геологическую подвижность элемента. Она
в отношении А1 и Fe оказывается иной, отличной от чисто хи-
мической, например определяемой растворимостью в зависимо-
сти от pH (см. рис. 10.8, в): железо оказывается более подвиж-
ным, чем алюминий, — очередной химико-геологический пара-
докс. Его объяснение (Страхов, 1986, с. 203—204) в стабилизи-
рующей роли пептизаторов — органического, гумусового веще-
ства и коллоидных растворов SiO2, которые делают растворы
Fe3+ более устойчивыми по сравнению с коагулирующим дей-
ствием электролитов — растворов солей Са, Mg и щелочных
металлов, к которым весьма чувствительно Fe3+. Кроме того,
фазовые отношения в системе А12О3—Н2О при низких давлениях Н2О; ж —
рассчитанные равновесия минералов марганца в морской воде (по Крумбей-
ну и Гаррелсу)
147
гумусовые вещества образуют комплексные железоорганичес-
кие соединения, весьма стойкие к осаждающему действию элек-
тролитов и гидролитическому влиянию воды. Такие же стойкие
соединения образуются и с Fe2+, что позволяет избежать бы-
строго и обязательного окисления и выпадения в осадок: гуму-
совые вещества как бы берут на себя имеющийся в растворе 62
и могут даже нейтрализовать окислительный потенциал.
Миграция рудного вещества тем не менее совершается и в
коре выветривания как в горизонтальном, так и в вертикальном
(вверх и вниз) направлении и способствует уже активному обо-
гащению как латеритного (основного рудного) горизонта, так
и панциря (вверху) и иллювиального (внизу, см. гл. 3, рис. 3.1),
каолинит-железорудного горизонта. Местная вертикальная и
горизонтальная миграция способствует, в соответствии с уве-
личением кларка концентрации, сфероагрегированию, которое
минимально у бокситов . (они часто только пелитоморфны,
«сплошные», не сфероагрегированные), среднее у ферритолитов
и максимальное у манганолитов. Но оксиды Мп обычно не
задерживаются в коре выветривания, из которой они, как наи-
более подвижные из триады, в гумидном климате полностью
вымываются. Заметны их накопления лишь в корах гипербази-
тов и других первично обогащенных марганцем пород (в том
числе и бедных руд) и в семиаридном климате. В аридной зо-
не они вместе с окислами Fe3+ участвуют в образовании пустын-
ного загара.
Соотношение А1 и Fe в латеритном горизонте определяется
не столько климатом, сколько их содержаниями в выветриваю-
щихся породах. На бедных алюминием гипербазитах формиру-
ются часто только железные руды, лишенные бокситов. Наобо-
рот, на гранитах, аркозовых песчаниках, глинах, риолитах и
других сиаллитовых породах «латеритный» горизонт в основ-
ном аллитовый. На базальтах, андезитах и граувакковых пес-
чаниках, а также на их метаморфических производных в лате-
ритном горизонте развиты обе фации — аллитовая и феррито-
литовая, но в разных соотношениях. Последние, таким обра-
зом, могут служить мерой участия в формировании элювия по-
род разного химического состава.
Элювиальный способ формирования алферманголитов по-
степенно переходит в принципиально иной, точнее, в иные, се-
диментационные способы их накопления — как механогенных
и хемогенных осадков и отложений, образующихся уже при
перемещении вещества прежде всего из кор выветривания. Кол-
лювиальные бокситы и особенно ферритолиты практически всех
типов (обвальные, осыпные, оползневые, делювиальные и, ве-
роятно, солифлюкционные) — первая фаза миграции и накоп-
ления механогенных руд, еще непосредственно примыкающих к
корам выветривания (см. рис. 10.1,в, 10.3,а, 10.5,в, а). Их при-
мером могут служить железные руды горы Высокой (палеозой,
Урал), многие бокситы Арканзаса (США), Тихвинского и Се-
148
веро-Уральского районов, в которых обычны и аллювиальные, а
также, вероятно, и пролювиальные алферролиты вторая по-
токовая фаза миграции вещества кор выветривания, начиная от
верховий ручьев и речек и кончая низовьями рек (см. рис.
10,1,6, г, 10.5,в, г, 10.6 и др.), например олигоценовые оолито-
вые железные руды Приаралья, где можно видеть их переход в
дельтовые, представляющие уже третью фазу миграции, реа-
лизующуюся как в озерных, так и в прибрежно-морских водое-
мах. Нередко рудный материал на этом пути перехватывается
карстовыми воронками, депрессиями и пещерами, в которых
формируются одни из лучших бокситов и железных руд (см.
рис. 10.5, а, б, месторождения Красная Шапочка, Горностайское
и другие в СУБРе). Перемещение бокситового и ферритолито-
вого материала в основном механогенное, в виде грубых и тон-
чайших взвесей.
Поток терригенного аллитового вещества редко преодолева-
ет прибрежную зону моря и уходит недалеко от берега. Тем не
менее бокситы были обнаружены среди нормально морских
известняков, что позволило А. Д. Архангельскому в конце 30-х
годов сформулировать химическую теорию образования бокси-
тов. Она должна была если не заменить, то существенно допол-
нить господствующую с 20-х годов латеритную теорию (Fox,
1927, 1932), в России связываемую с исследователем тихвинских
бокситов С. Ф. Малявкиным (1934, 1937). По этой теории, бок-
ситы образуются только в корах выветривания теплых, тропи-
ческих и субтропических гумидных зон, а если и встречаются
за пределами кор, то лишь как продукты их близкого механи-
ческого разноса. Правильная по существу эта теория, тем не
менее сдерживала поиски месторождений бокситов, ибо мысль
геологов была «привязана» к корам. А вскоре оказавшаяся хи-
мически и геологически несостоятельной химическая теория
А. Д. Архангельского развязала руки геологам, которые стали
искать бокситы и в морских отложениях без связи с латерита-
ми. Так были открыты многие крупные месторождения на Ура-
ле, в Западной Сибири и Казахстане.
Критика теории А. Д. Архангельского развернулась сразу
после Великой Отечественной войны, и опровергнуть ее было
нетрудно. Во-первых, растворимость глинозема настолько мала
(см. рис. 10.8, а, в), что он практически не переносится в виде
растворов, не накапливается в гидросфере, и, следовательно, не
из чего выпадать химическим осадкам. Во-вторых, более вни-
мательное литогенетическое изучение залежей бокситов в мор-
ских известняках, например на Красной Шапочке (см. рис.
10.5, а, б), показало не морские условия осаждения глинозема:
залегание на известняках среднего девона не только не генети-
ческое, но и не парагенетическое, а лишь паракатетическое,
т. е. отдаленное, обусловленное геоморфологией прибрежной
зоны, а именно карстовыми понижениями — ловушками терри-
генного потока глинозема. Это подтверждено и анализом пере-
149
крывающих глинисто-известковых слоев, лишенных морских
окаменелостей и отлагавшихся в лагунах в начале трансгрессии
моря. В-третьих, во многих бокситах обнаруживалась обломоч-
ная структура (см. рис. 10.1, в—д), указывающая не на хими-
ческий, а на механический способ переноса и осаждения. Вско-
ре это подтвердил венгр Д. Бардоши (1957) весьма изящным
геохимическим методом (см. рис. 10.8, д) — парной корреля-
цией окислов титана и алюминия в основных месторождениях
Венгрии. Во всех бокситах с высоким коэффициентом корреля-
ции увеличение содержания глинозема строго пропорционально
сопровождалось увеличением содержания титана. Поскольку
окислы последнего практически нерастворимы и переносятся
только механическим способом, то и коррелятивно с ним свя-
занный глинозем также переносился во взвесях.
Хотя в конце концов геологическая мысль вернулась к тео-
рии С. Ф. Малявкина, естественно, в современной усовершен-
ствованной форме, включающей разнообразные типы механи-
ческого разноса и седиментации, было предложено свыше де-
сятка гипотез, не исключая и экзотических, рассмотренных
Г. И. Бушинским (1971). Почти все они, несмотря на ту или
иную несостоятельность, внесли положительный вклад в раз-
работку теории бокситообразования, так как открывались част-
ные и более общие законы осадочного породо- и рудообразова-
ния. Так, один из главных оппонентов теории А. Д. Архангель-
ского академик Л. С. Берг (1945, 1949) в качестве альтернатив-
ной предложил хвощовую гипотезу, основанную на обнаружении
в золе хвощей до 16% глинозема. Он обнаруживался и в дру-
гих болотных и озерных растениях. По этой гипотезе девон-
ские уральские бокситы имели фитогенную природу и накапли-
вались в болотах и озерах. Почему же тогда бокситы красные»
а не черные? С 1897 г. разрабатывается выдвинутая Либрихом
сернокислотная теория, или гипотеза сульфидного выветривания,
получившая некоторое подтверждение, например, в штате Ко-
лорадо (Теобалд и др., 1964), где в кислых (pH 3,5—4,4) во-
дах верховий р. Снейк повышено содержание глинозема, и он
отлагается в виде белого студенистого осадка с 64% AI2O3,
7,2% Fe2O3, 0,04% Мп, 7,5% SO3 и очень малым содержанием
ТЮ2 (0,007%). Глинозем извлекался серной кислотой, образу-
ющейся при окислении пирита, обогащающего глинистые слан-
цы и другие породы бортов р. Снейк и ее притоков. Условно к
этому типу относят мелкие бокситопроявления в Тульской, Ря-
занской и Пермской областях, залегающие на закарстованных
известняках и сопровождающиеся аллофанами, галлуазитом,
каолинитом, алунитом и почти не содержат титана.
К сернокислотной теории примыкает гидротермальная гипо-
теза, впервые высказанная Генри Коканом (Coquand, 1871) по
отношению к карстовым бокситам Нижней Роны, что потом не
подтвердилось. Хотя гипотезу разрабатывали А. Д. Архангель-
ский, А. Л. Яншин, А. В. Пейве, Г. С. Дзоценидзе, К. К. Зеленов,
150
Л. Н. Котова и другие крупные ученые (см. Бушинский, 1971,
с. 179—186), ни одного убедительного примера привести не уда-
лось. Сущность гипотезы проста: кислые гидротермы (pH 2—5)
выщелачивают алюминий из вулканических пород, переносят
его в коллоидном виде и в затишных условиях отлагают. Хи-
мически процесс идет, но нет геологических результатов. Поче-
му? Логически разработаны поисковые критерии: поля вторич-
ных кварцитов (они лишены А1 и Fe, значит, выщелоченные
где-то должны быть отложены), парагенез с Fe-рудами, лишен-
ными германия (в речных и морских оолитовых Fe-рудах его
1,5 г/т, а в подводно-гидротермальных — 6—27 г/т), с извест-
няками, которые должны нейтрализовать кислые растворы и
осадить А1 и Fe, и т. д. Но найти по ним бокситы не удается.
Разрабатывается и пепловая гипотеза: латеритизация вулка-
нического пепла, выпавшего на рифовые и другие известняки
выше уровня моря (Гедеон, 1952; Калугин, 1967; и др.). Но
реликты витрокластической структуры не обнаруживаются.
Теория «терра-росса» — латеритизация нерастворимого ос-
татка известняков карстовых полей — одна из вероятных. К ней
примыкает эоловая гипотеза (привнос глинистой пыли на эти
поля). Но заметных месторождений этого генезиса еще нет.
Проблема способов образования бокситов в принципе реше-
на. Но остаются неясными многие внутренние процессы их ге-
незиса, в частности химические и гидротермальные.
Химический железорудный процесс богаче алюминиеворудно-
го как способами образования, так и фациальными типами, что
объясняется большей геохимической подвижностью железа и
участием в биологическом круговороте веществ (см. рис. 10.8, а,
б, г). Fe мигрирует в реках помимо формы взвесей в коллоид-
ных и ионных растворах, и его содержание в составе раство-
ренных солей равно 2,75%. Гуматы и органические кислоты,
как и золи SiCh, стабилизируют коллоидные растворы железа
и предохраняют от окисления Fe2+. Критической, барьерной для
растворов Fe является зона смешения пресных речных вод с
солеными морскими, в которой много факторов ведут к одно-
му — осаждению окислов Fe: гидролиз железоорганических
соединений, высвобождение Fe2+, его окисление и коагуляция;
коагуляция коллоидов Fe3+ под действием электролитов; сни-
жение растворимости при повышении pH (до 7,0—7,5 и более)
и выпадение из истинных растворов; пышное развитие планк-
тона и перевод Fe в осадок вместе с телами организмов. Ла-
гунно-западинные осадки прибрежной зоны постоянно обогаще-
ны соединениями железа (часто выше кларка), и на этом фоне
развивается сингенетично-диагенетичный процесс концентрации
Fe и образования оолитов, пизолитов, бобовин и конкреций, ко-
торые при эпизодических перемывах конденсируются и созда-
ют рудные пласты.
Казалось бы, соединениям Fe, как и А1 и Мп, пробиться че-
рез эту барьерную зону, названную Н. М. Страховым (1962,
151
с. 153) рудообразующей, невозможно. Однако это происходит,
о чем свидетельствуют как определения содержания Fe в воде
современных морей (от 3—6 до 20—50 мг/м3), так и срединно-
и дистальношельфовые месторождения. Оказывается, из-за ак-
тивной волновой и флювиальной гидродинамики мельчайшие
коллоидные частицы, не способные осесть в лагунной и болот-
ной зонах, уносятся дальше от берега и там осаждаются, в том
числе и в виде седиментационных железомарганцевых корок и
конкреций (ЖМК). Но, вероятно, большую роль в преодолении
прибрежного барьера играют организмы, особенно планктонные,
в телах которых аккумулируются огромные запасы Fe.
Н. М. Страхов (1968, 1986 и др.), создавший современную
теорию железорудного процесса, различает два литологических
(фациально-литологических) ряда рудовмещающих отложений:
терригенный и известковый. В первом руды начинаются в пес-
ках (практически только окисные, гидрогётитовые), максималь-
но развиваются в алевритах или в зоне переслаивания песков и
глин (гидрогётит-шамозитовые, нередко с сидеритом) и выкли-
ниваются в глинистой фации (сидеритовые или шамозит-сиде-
ритовые): юрские минеттовые руды Франции, Германии, Поль-
ши, Англии (Фродингем, Марльстон, Кливленд, Нортгемптон
и др.), ордовикские оолитовые руды Ньюфаундленда, Бретани,
Нормандии, Тюрингии, Богемии, верхнемеловые аятские и му-
гайские руды, керченские руды плиоцена и т. д. В известковом
ряду оолитовые руды начинаются в известковых песках, макси-
мально развиваются в алевритовой или переходной к пелито-
морфным известнякам фации, в которой они и выклиниваются:
верхняя юра Германии, клинтонские руды верхнего силура
США, протягивающиеся с некоторыми перерывами вдоль всей
Аппалачской геосинклинали на 1800 км (от штата Нью-Йорк
до Алабамы на юге).
Н. М. Страхов придает определенное значение в оолитооб-
разовании обломочным песчаным или алевритовым зернам,
обычно заряженным отрицательно по отношению к окружающей
среде. Это ускоряло процесс осаждения на них гидрогелей, а
эпизодическое взмучивание не давало возможностей накапли-
ваться пелитоморфным, несфероагрегированным тонкослоистым
рудным осадкам, как это происходило в раннем протерозое при
формировании джеспилитов. Оолитовые руды все больше обо-
гащались фосфатами (до развития фосфатно-железных руд),
максимум накопления которых также приходится на прибреж-
ные обстановки.
Марганцеворудный процесс аналогичен железорудному, а
отличия обусловлены большей геохимической подвижностью
Мп в экзосфере, его малым кларком и практически неучастием
в жизненных циклах. Растворимость (см. рис. 10.8, а—г, ж)
всех типов соединений Мп — гидроокисей, закисей, карбонатов,
силикатов и сульфидов — выше соответствующих соединений
Fe, а закисные формы более устойчивы к влиянию pH и сво-
152
бедного Ог, чем закиси Fe. Поэтому они осаждаются раздельно,
и Mn-руды удивительно чисты от примеси Fe. При снижении'
pH осаждение Fe начинается при pH 6,1, а Мп — при pH 9,5.
В другом эксперименте при постоянном pH 6,0 Fe начинает
осаждаться, когда Eh поднимется до 0,2 В, а Мп — 0,6 В, ког-
да концентрация Fe снизится от 10~4 (начало эксперимента) до
ю-15.
Разделение Мп и Fe начинается еще в коре выветривания
(Вопросы..., 1964), из которой Мп удаляется в виде МпСО3,
т. е. сильнощелочного соединения, еще в щелочную стадию
(вместе с Са, Mg) при pH— 8,5, когда Fe еще иммобильно и
пассивно накапливается в коре. По тем же причинам (но глав-
ным образом из-за сильнощелочного характера) Мп свободен
от примесей Al, Ti и многих других элементов, кроме Ва, Со.
С кремнеземом Мп чаще образует смеси, ибо и SiC>2 выносится
в щелочную стадию выветривания. Массовый вынос Fe начина-
ется при pH <7. Лишь в ЖМК Fe и Мп снова объединяются,
но преимущественно парагенетически (Морозов, 1985).
Растворы Мп, осаждающиеся /в озерах (например, Карель-
ских), транзитно проходят речной путь и лишь в дельтах (Ла-
бинское месторождение, олигоцен) иногда осаждаются. Боль-
шей частью они накапливаются дальше от берега, в западинах
и в «тенях» островов, в проливах и заливах. Первичной седи-
ментационной формой была, вероятно, перекись Мп—М^Х
ХМпО(ОН)2 (Никопольские и Чиатурские месторождения
среднего олигоцена и др.).
Роль сингенеза-диагенеза в образовании рудных концентра-
ций Мп значительно большая по сравнению с Fe, что связано
с большими геохимической подвижностью и кларком концен-
трации Мп. Исследователь Никопольского Мп-бассейна
В. И. Грязнов писал (по Страхову, 1962, с. 202—203): «Если в
ходе седиментогенеза создается концентрация Мп по сравне-
нию с кларковым содержанием примерно в 200 раз, то диаге-
нез увеличивает эту концентрацию еще в 1,25—1,37 раза, т. е.
доводит кларк концентрации до 250—270». Поэтому руды Мп
Н. М. Страхов считает седиментационно-диагенетическими, а
руды Fe — в основном все же седиментационными.
В диагенезе перекись Мп под влиянием органического ве-
щества и микроорганизмов редуцировалась, превращаясь в пси-
ломеланы с МпО или в МпСОз, и стягивалась в оолиты, но ча-
ще в конкреции. Отчего зависела форма концентрации?
Если элювиальные руды находятся в начале фациального
профиля алферманголитов, то железомарганцевые конкреции,
(ЖМК) — в его конце. Хотя их аналоги можно видеть в сход-
ных образованиях болотных и неокеанических морских руд
(современные ЖМК Балтийского моря, палеогеновые конкре-
циеносные толщи юго-восточного Кавказа), океанические ЖМК
и корки — уникальные образования. Они были открыты экспе-
дицией «Челленджера» (1873—1876), а стали широко известны
153
из отчета Дж. Меррея и А. Ренара (Marray, Renard, 1891).
Широкое изучение их развернулось с конца 40-х годов и к на-
стоящему времени доведено до разработки проектов их про-
мышленной добычи (Andrews et al., 1979; Bischoff, Piper, 1979;
Bonnatti et al., 1972; Cronan, 1976; Moritani et al., 1977). Из
советских морских геологов наибольший вклад в изучение ЖМК
внесли Н. С. .Скорнякова, П. Ф. Андрущенко (1964, 1986, 1989,
и др.), Е. С. Базилевская, М. М. Варенцов (1988 и др.),
П. Л. Безруков, М. О. Мурдмаа, Г. Н. Батурин (1986 и др.),
И. И. Волков (1979), Т. Ю. Успенская (1987) и др. По генезису
Н. С. Скорнякова (1984 и др.) подразделяет ЖМК на седимен-
тационные, диагенетические и седиментационно-диагенетические,
различающиеся не только способом образования, но и характе-
ром поверхности, текстурами, структурами и отчасти составом
(Скорнякова и др., 1961; Железомарганцевые..., 1976, 1984,
1986, 1989 и др.).
Седиментационные (С) ЖМК и корки с первого взгляда ка-
жутся мифом: морская вода по виду так чиста от растворенного
и взвешенного железа, что не только химик, но и более могу-
щий литолог скажет: не из чего образовываться осадку. Да и
прерывистая форма в виде ограниченных по размеру конкреций
не вяжется с седиментационным способом их формирования.
Для корок это допустить легче. Поэтому с самого начала никто
не сомневался в постседиментационности, т. е. диагенетичности,
ЖМК как обычных конкреций. Однако более внимательное
изучение и эту гипотезу поставило под сомнение и на какое-то
время заставило и ее считать мифом. Дело в том, что для стя-
гивания рассеянного Fe- и Mn-вещества его из неподвижного
окисного надо перевести в более растворимое двухвалентное
(чтобы оно могло стянуться к центрам конкрециеобразования),
что может сделать только ОБ осадка. Но его-то и нет в красных
океанических глинах, о чем красноречиво свидетельствует их
красный цвет.
Неразрешимость этого противоречия заставила выдвинуть
гипотезу седиментогенности и более внимательно изучить со-
став и строение ЖМК. Обнаружилась асимметрия многих
ЖМК: верхняя, более тонкая часть (примерно 10—15% от об-
щей толщины ЖМК) отличается по структуре, текстуре и со-
ставу элементов-примесей от большей нижней. Это заставило
допускать разный генезис для частей одной и той же конкреции:
седиментогенный — для верхней и постседиментационный,
обычно трактуемый как диагенетический (но правильнее — син-
генетический, гальмиролитический, т. е. подводно-элювиаль-
ный), — для нижней части. Но это надо было доказать факти-
чески. Легче оказалось решить вопрос о диагенетическом про-
исхождении большей нижней части ЖМК: ОБ все же удалось
обнаружить в осадках дна океанов, в том числе и в элювиаль-
ных красных глинах — от тысячных-сотых долей процента до
0,1—0,2%. Смущали ничтожное его количество и в основном
154
малореакционноспособный, инертный характер. Этого количест-
ва Сорг недостаточно для редукционной мобилизации всего руд-
ного вещества для образования ЖМК данных участков.
Выход из противоречия может найти начинающий литолог:
в анализах определяется лишь остаточное ОВ, которое не пошло
на редукцию Fe, Мп и других соединений. И действительно,
анализы вмещающих полужидких осадков в верхней зоне (2—
10 см) дают содержания Сорг 0,3—0,4%, а в осадках радиоля-
риевой экваториальной зоны и других высокобиопродуктивных
зон, например высокоширотной диатомовой, — до 0,6—0,73%,
иногда до 0,9% (в Гватемальской котловине). К тому же это
вещество с высокой реакционной способностью и в большой ме-
ре живое, бактериальное, включающее железо- и марганцовые
микроорганизмы. В реакциях восстановления Fe и Мп оно поч-
ти полностью расходуется, и на глубине 10—20 см его остается
даже в этих высокобиопродуктивных зонах 0,1—0,2%, и оно в
основном инертное.
Труднее найти источник и способ осаждения седиментоген-
ной части ЖМК и корок (Морозов, 1985). Приходится допус-
кать, что значительная часть рудного вещества осаждалась
вместе с телами организмов и в виде металлоорганических сое-
динений и что эпизодически распространялись у дна более кон-
центрированные растворы, включая и растворы гидротермально-
го питания. Это подтверждается открытиями металлоносных
осадков и «черных и белых курильщиков», сложенных сульфи-
дами и продуктами их окисления (Бутузова, 1989, Лисицын
и др., 1976, 1990; Металлоносные..., 1979, 1986, 1987; и др.).
Седиментационные конкреции имеют гладкую, часто колло-
морфно-натечную поверхность, тончайшую, еубмиллиметровую
слоистость, агрегатно-столбчатую структуру (см. рис. 10.4, г) и
радиально-дендритовую микротекстуру, свидетельствующие и о
постседиментационных перераспределениях вещества и в седи-
ментационной части ЖМК- Микрослоистость выражается пере-
слаиванием изотропных, колломорфных, глобулярных рудных
слойков с анизотропными глинистыми, в основном смектито-
выми. Верхняя сторона С-конкреций выпуклая, нижняя — плос-
кая или даже вогнутая.
Диагенетические (Д) конкреции имеют крупноглобулярную
со всех сторон поверхность, грубослоистую текстуру (см. рис.
10.4, д), микроциклитовое строение, свидетельствующее о дли-
тельности, прерывистости и субупорядоченной вариабельности
диагенетического (сингенетического) наращивания конкреции.
В основании циклитов залегают анизотропные, т. е. окристал-
лизованные, слои окислов Мп с «массивной дендритовой и гло-
булярной структурой» (по Т. Ю. Успенской, из Н. С. Скорняко-
вой, 1989). Они постепенно сменяются тонкослоистыми сериями
дендритов и глобулей, в которых в свою очередь чередуются
тончайшие изотропные, анизотропные марганцовые и глинистые
слойки.
155
Седиментационно-диагенетические (СД) конкреции соединя-
ют в себе черты строения С- и Д-конкреций, обладают наиболь-
шей анизотропией в вертикальном направлении. Их строение,
как и строение С и Д, в действительности разнообразно и из-
менчиво, что отражает длительную геологическую историю их
формирования, в которой фазы медленного роста чередовались
с растворением и иной деструкцией и деградацией.
Наиболее распространены ЖМК типов СД и Д, а чисто
седиментационные редки. Среди ЖМ корок они обычны. Типы
различаются и геохимическими особенностями. Основным гео-
химическим показателем их разделения служит отношение
Mn/Fe: оно менее 2,5 в ЖМК типа С, более 4 в типе Д, а в
СД — промежуточное (2,5—5). Марганцево-железный коэффи-
циент коррелируется с изменениями минерального и химическо-
го состава, степени кристалличности, структуры и текстуры и
отражает нарастание постседиментационного концентрирования
и дифференцирования рассеянного рудного вещества. Осаждаю-
щиеся гели Fe и Мп относительно обогащены Fe, Со, Pb, V, Ti,
а диагенетические — Мп, Ni, Си, Zn. Разделение Fe и Мп уп-
равляется в основном величиной Eh, а также и pH, меняющимся
от 8,15 до 7,13. Снижение Eh от 500—640 (у поверхности осад-
ков) до 450 мВ (глубже) увеличивает растворимость Мп2+ на
порядок, а соединения Fe остаются инертными, нерастворимы-
ми: они разделяются. В поровых водах радиоляриевых илов
содержание Мп поднимается до 64,4 мкг/л, а в морской воде —
до 0,1 мкг/л. Градиент концентраций заставляет Мп2+ подни
ваться вверх, где на комплексном барьере (Eh, pH, градиент
концентраций, раздел осадок — вода и др.), окисляясь, нара-
щивает зародыши конкреций — снизу и с боков. Одновременно
мигрируют и соосаждаются микроэлементы.
Химическое разделение Fe и Мп в красных глинах и радио-
ляриевых осадках океанов, идущее в условиях открытой по от-
ношению к наддонной воде системы, во многом повторяет их
отдифференцирование в субаэральных корах выветривания и
еще раз свидетельствует об элювиальности процессов под водой.
10.6.2. ИСТОЧНИКИ ВЕЩЕСТВА
Алферманголиты формируются в основном за счет экзоген-
ных и эндогенных источников. Количественное соотношение
между ними различно для аллитов, ферритолитов и манганоли-
тов и в настоящее время пересматривается. Подвергаются ре-
визии крайние взгляды Н. М. Страхова, недооценивавшего гид-
ротермальное питание седиментогенных областей. Третий ис-
точник — запасы гидросферы — второстепенный, заметно про-
являющийся лишь в железорудном процессе.
Экзогенные источники — почти исключительно коры вывет-
ривания, идущего повсеместно как на суше, так и на морском
дне. Они определяются прежде всего петрофондом — химичес-
156
ким составом выветривающихся пород (Лисицына, 1973; Лиси-
цын и др., 1980). Кларки всех трех рассматриваемых элементов
большие или значительные (вес. %): в земной коре А1 — 8,8
(А12О3 — 16,4), Fe — 5,1 и Мп — 0,1. Кларки глинозема (%)
в горных породах приведены А. П. Виноградовым, с дополне-
ниями по Ф. Кларку (Справочник по литологии, 1983, с. 177):
глинистые породы и сланцы — 19,7, песчаники — 4,8, известня-
ки — 0,8, магматические основные породы — 16,5, средние —
16,7, кислые — 14,5. Основным поставщиком А1, таким образом,
является большая часть осадочных пород (70—80 %): глини-
стых, граувакковых и аркозовых обломочных. На втором ме-
сте — их метаморфические производные (сланцы, гнейсы, ам-
фиболиты), на третьем — граниты, гипербазиты и базальты.
Некоторые из них уже в свежем, невыветрелом состоянии яв-
ляются рудами на А1: нефелиниты — с 22—28% и анортозиты—
с 25—30% А12О3. А метаморфические породы с породообразую-
щими высокоглиноземистыми минералами — кианитом, силли-
манитом, андалузитом, ставролитом, кордиеритом, гранатом —
содержат глинозема до 40—50%. На этом основании их даже
считают метаморфизованными бокситами, например в верхне-
архейской свите кейв на Кольском полуострове, хотя это и ос-
паривается (Металлогения..., 1966, 1973, 1978 и др.).
Несмотря на такие высокие кларки и широкое распростра-
нение, в горных породах всех трех царств пород алферманго-
литов мало. Особенно это парадоксально по отношению к А1,
кларк которого в три раза больше, чем у Са (2,96), а аллитов,
вероятно, в 100 раз меньше известняков. Из множеств объясне-
ний существенны два: большая часть глинозема, освобождаемая
выветриванием, здесь же, в коре, снова прочно связывается в
силикатных молекулах глинистых минералов — основных по
объему и массе продуктов выветривания; А1 не накапливается
в больших количествах в телах растений и животных, т. е. он в
основном не биогенен. С другой стороны, кларк Fe почти в
2 раза меньше, чем А1, а ферритолитов в несколько раз больше
бокситов, что объясняется по крайней мере тремя причинами:
меньшим вторичным, экзогенным связыванием с кремнеземом
или глиноземом в новообразуемых силикатах и других минера-
лах; большей миграционной способностью и заметной биоген-
ностью. С Мп и манганолитами противоречия нет: низкие их
кларки соответствуют друг другу, что согласуется с большей
геохимической подвижностью, слабым сродством с Si в усло-
виях экзосферы и небиогенностью. Но если сравнивать с Р и
фосфоритами, то снова обнаруживается несоответствие: кларки
элементов практически одинаковые, но фосфоритов значительно
больше манганолитов. Соединения фосфора более растворимы,
накапливаются в гидросфере и биогенны.
Эндогенные источники на суше и в морях, по Н. М. Страхо-
ву (1986, с. 112—130), второстепенные: бокситы без Ti неиз-
вестны, а эксгаляционный вынос А120з всегда без титана, так
157
как он сбрасывается из гидротермальных растворов еще при
pH<2, а А12О3 — при pH 4,5—5 и нередко достигает моря, хотя
РегОз здесь остается чаще всего на суше (Страхов, 1986, с. 558).
Этот глинозем большей частью вступал в реакцию с кремнезе-
мом и образовывал алюмосиликаты. Поэтому содержание А1 в
морской воде всего около 0,01 мг/л.
Эксгаляционный внос Fe и Мп более заметен (Бутузова,
1989; Гаврилов, 1972; Дзоценидзе, 1969; Зеленов, 1972; Метал-
лоносные..., 1979, 1986, 1987; Попов, 1979; Elgerfild, 1976; и др.),
но и он явно подчиненный по сравнению с терригенным и со-
ставляет 0,3% в Атлантическом и Индийском океанах и 2,6%
в Тихом (2,1% для всех океанов) от общей суммы вноса. В аб-
солютных массах это выражается (в мг/см2 за 1000 лет) для
Атлантического океана 1,04 (Fe) и 0,76 (Мп), Индийского —
2,93 и 0,51, Тихого — 11,02 и 4,54; по всем океанам вместе —
14,95 (Fe) и 5,82 (ML (Страхов, 1986, с. 127). Обращает на
себя внимание крайне*малая напряженность выноса эксгаляци-
ями Fed-Мп за единицу времени в этих океанах: 1,8—3,44—
15,56 мг/см2 за 1000 лет. «Такие ничтожные количества трудно
даже представить!» (Страхов, 1986, с. 127).
Особенно малыми эти поступления кажутся на фоне гидро-
термальных осадков в Красном море, где за 1000 лет накапли-
вается 40 см, что составляет 40 000 мг/см2 за 1000 лет, или
12 000 мг/см2 за 1000 лет (на сухой осадок, если принять его
объемный вес за 0,3 г/см3). Среднее содержание Fe+Mn в
осадках 29,7%, т. е. накопление рудной массы происходит со
скоростью 4000 мг/см2 за 1000 лет, что более чем на два поряд-
ка превосходит эксгалятивную седиментацию в Тихом океане и
на три — в других океанах. Н. М. Страхов (1986, с. 128) отме-
чает, что на отдельных участках эта скорость в Красном море
еще выше.
В рифтовых зонах срединно-океанических хребтов, особенно
в Калифорнийском заливе, подводном хребте Хуан-де-Фука у
северо-западного побережья США, 10—12 лет назад были от-
крыты равноценные красноморским, но иные по форме (в виде
колонн и башен высотой до сотен метров — «черных и белых
курильщиков») сульфидные рудные накопления крупных раз-
меров. Это показывает, что на локальных участках под водой
в океанах или в геосинклинальных прогибах на континентах
идет напряженный рудный процесс за счет эндогенного источ-
ника. К ним можно отнести железо- и марганцеворудные на-
копления атасуйского типа (Вулканогенно-осадочный..., 1981) в
Центральном Казахстане (верхний девон), среднедевонские
марганцевые месторождения Магнитогорского мегасинклинория
и др. (Гаврилов, 1972; Херасков, 1951). Можно ставить вопрос
об эндогенном источнике железа для формирования и плиоце-
новых керченских руд, поскольку не находится достаточный
экзогенный (см. рис. 10.7, в). А. П. Лисицын (Лисицын и др.,
1987, 1990) в последнее время приходит к выводу, что пример-
158
но половина марганца в ЖМК Тихого океана имеет эндогенный
источник. Оценка соотношения экзогенных и эндогенных источ-
ников Fe и Мп — нерешенная проблема литологии.
В заключение надо отметить условность понятия «эндоген-
ный» источник, ибо большая часть катионов и значительная
часть анионов в действительности не строго эндогенные, а ре-
мобилизованные из земной коры — вулканических и осадочных
пород срединно-океанических хребтов, бортов рифтов на суше
и других подобных структур морскими и вадозными водами,
затягиваемыми, в частности, в конвекционных ячейках. Воды,
нагреваемые на глубинах в несколько километров, выщелачи-
вают металлы из пород и разгружаются на дне рифтовых долин
при подъеме этих гидротермальных растворов.
10.6.3. УСЛОВИЯ ОБРАЗОВАНИЯ
Условия накопления алферманголитов, как и большинства
других экзолитов, очень разнообразные, и легче сказать, где
они не формируются: в ледовом типе литогенеза, в высокогорь-
ях, в зонах лавинной седиментации, в длительно существующих
пустынях. Но даже и эти обстановки абсолютно не исключают
рудный процесс: гидротермальные руды высоких вулканов, маг-
нетитовые пески пустынь и т. п.
Классификация условий образования (а они многоаспектны,
т. е. многосторонни) может быть разной. Удобнее их рассмот-
реть в естественной, фациальной последовательности, начав с
условий выветривания, затем перейдя на условия переноса,
осаждения, постседиментационного преобразования, вулкано-
генно-осадочного генезиса, и в заключение, в качестве синтеза,
выяснить общие условия: климатические, тектонические и био-
логические.
Условия выветривания, в которых формируются основные
месторождения аллитов, многие месторождения ферритолитов
(Биджиев и др., 1980; Бокситы..., 1958; Бушинский, 1971; Гене-
зис..., 1966; Кантор, 1938; и др.) и некоторых манганолитов, а
для всей триады высвобождаются и поступают в пути мигра-
ции почти все фонды вещества для образования седиментоген-
ных руд, в главных чертах ясны (Никитина, Битовская, Ники-
тин, 1971; Страхов, 1960—1962, 1986; Стащук, 1968; и др.):
1) гумидный, т. е. влажный, климат — необходимое условие
глубокого химического разложения рудосодержащих пород,
главным образом силикатов; 2) любые возможно высокие на
Земле температуры, в сотни и тысячи раз интенсифицирующие
химические процессы как деструктивного, так и созидательного
характера; 3) рельеф высоких плато или мелких и средних гор,
обеспечивающих большую (до сотен метров и первых километ-
ров) зону просачивания до уровня (зеркала) стоячих грунтовых
вод, т. е. зону промывного гидролиза; на низком пенеплене все
эти процессы идут в очень тонкой зоне (метры или меньше) и
159
потому не создают мощных кор; 4) вынос излишних продуктов
выветривания, например кремнезема; 5) чередование влажных и
сухих жарких сезонов или лет, способствующее образованию
рудных панцирей, защищающих рыхлые латеритные и глини-
стые продукты выветривания от эрозии, и тем самым вызрева-
нию мощных кор; 6) пышная растительность, большой отпад
растительных остатков, создающих органические кислоты; 7) ще-
лочные в начале и по фронту выветривания, а также кислые
условия, направляющие выветривание по двум путям — лате-
ритному и подзолистому, в котором кварц остается невыне-
сенным.
Условия переноса продуктов выветривания различны для
механической и химической миграции. Для первой
важны в первую очередь энергия, или амплитуда рельефа, на-
личие потоков воды и дальность переноса. Так как при этом
рудный материал может облагораживаться, т. е. обогащаться,
или, наоборот и чаще, разубоживаться, т. е. разбавляться не-
рудным, важны не абсолютные параметры этих сил, а опти-
мальные соотношения, чтобы избавить переносимое рудное ве-
щество от примесей. Это осуществляется на склонах, когда пере-
нос только начинается и производится мелкими ручейками, в
верховьях речек или на всем протяжении коротких рек с отно-
сительно невысокими берегами и малым или небольшим расхо-
дом воды. Поэтому семиаридный или даже аридный климат
предпочтительнее гумидного для транспортировки рудного ма-
териала. В активной зоне бассейнов еще труднее избавить пе-
реносимый рудный материал от примесей, поэтому так важны
ловушки — лагуны, западины, затишные участки островного
побережья. Реже при транспортировке на шельфе осуществля-
ется обогащение руды, если она агрегирована в более крупные
по сравнению с безрудным веществом тела — оолиты, бобови-
ны, конкреции, обломки руды и т. д. — по типу формирования
россыпей (Аксенов, 1972). Многочисленные примеры благопо-
лучного переноса — приаральские олигоценовые оолитовые ал-
лювиальные и дельтовые железные руды, среднедевонские бок-
ситы Северного Урала (СУБРа), тихвинские бокситы нижнего
карбона, эоценовые бокситы Арканзаса (США) и т. д. — при-
ведены выше.
Условия химического переноса — химизм сре-
ды, выражающийся в величинах Eh, pH, концентрации раство-
ренных веществ, и биос (Бушинский, 1971 и др.). Господствую-
щая сейчас на поверхности Земли окислительная обстановка
способствует миграции в растворенном состоянии Си, U, Мо,
V, S,Au,Ag и других и препятствует миграции Fe, Мп, Со, Би др.
Снижение величины Eh, особенно переход в восстановительную
обстановку, меняет местами эти группы веществ. Становятся
весьма подвижными соединения Fe и Мп.(в двухвалентной форме,
например в виде карбонатов, точнее бикарбонатов), а соедине-
ния Си, U, наоборот, теряют подвижность и выпадают в твер-
160
дую фазу, особенно охотно на стволах деревьев и других орга-
нических телах. В протерозое и раньше в бедной свободным
кислородом гидросфере соединения Fe и Мп мигрировали по
всей акватории морей. В настоящее время Fe2+ лишь в редких
случаях мигрирует в реках, например в Оби, под защитой ор-
ганических соединений, предохраняющих его от окисления.
К тому же здесь сильно понижен Eh.
Миграционные возможности окислов Al, Fe и Мп в колло-
идной форме в реках определяются защитой коллоидами SiC>2
и органическими веществами, но при смешении с морской во-
дой под воздействием электролитов растворенных солей коллои-
ды коагулируют и выпадают в осадок. Этому способствует и
повышение pH, например в реках аридных зон.
Современная гидросфера в основном слабощелочная, щелоч-
ная и участками нейтральная, что не способствует химической
миграции А1 и Fe, но растворы Мп устойчивы. В корах вывет-
ривания, болотах, но особенно в вулканическом элювии и гид-
ротермальных растворах, pH которых снижается до 2 и менее,
происходит разделение рудной триады, причем часто А1 оказы-
вается более подвижным, чем Fe.
К химическому переносу примыкает миграция элементов,
особенно Fe, в составе живого вещества, подчиняющаяся зако-
нам жизни и гидродинамики, а миграция в виде металлоорга-
нических соединений — в основном химическая (Перельман,
1989, с. 244—337).
Условия осаждения рудного вещества в значительной степе-
ни определяются способами, формами и условиями переноса.
Механический перенос реализуется механогенными отложения-
ми всех гранулометрических типов, начиная от глыбовых, кон-
чая пелитоморфными, микрозернистыми — в соответствии с
ослаблением силы и скорости, а также с изменением типа
(формы) переноса (склоновый гравитационный, смыв, потоко-
вый и т. д.). Тонкая взвесь улавливается тиховодными ловушка-
ми: болотами, озерами, карстовыми воронками, пещерами, ла-
гунами, западинами на шельфе и на дне океана, если она туда
доходит, хотя бы в сильно разбавленном виде, обеспечивая
кларковые содержания.
Растворенные вещества осаждаются под влиянием повыша-
ющихся Eh, pH (см. выше, условия переноса и способы осаж-
дения) и электролитов морской воды, превращающих устьевые
части рек в «свалку» разнообразных коллоидов. Некоторая
часть рудного вещества, особенно Fe, осаждается в океаничес-
ких оазисах жизни, например в зонах апвеллингов, как непос-
редственно в телах организмов, так и через биофильтрацию в
виде копролитов. Осаждение из гидротермальных растворов
аналогично таковому из экзогенньтх растворов, только геохими-
ческая зональность часто противоположная: у истоков руды Fe
и Мп часто закисные, а дистальные фации ореолов рассеяния —
окисные, если они вторично не восстановлены в диагенезе.
6 Зак. 357
161
Условия сингенеза, важного по длительности и геологической
рудообразующей результативности, довольно различны по гид-
родинамике и Eh (Стащук, 1968), а также и по pH. Одну из
главных ролей играет скорость седиментации, снижение которой
до минимальных значений создает возможности длительного
воздействия на рудное вещество морской воды и биоса, что
ведет к глубокой его переработке, концентрированию обычно в
сфероагрегатной форме и конденсированию при эпизодически
происходящих перемывах соразмерной с величиной и весом
(массой) рудных агрегатов силы. Для перемыва необходима
смена тиховодных условий активноводными (течения, волне-
ния), при которых нерудный материал — чаще всего вмещаю-
щий илистый — вымывается, а рудные оолиты или другие аг-
регаты и зерна остаются на месте и таким образом конденсиру-
ются, и руда облагораживается. Режим пульсационности, следо-
вательно, характерная черта не только седиментогенеза, но и
рудного процесса. Градиенты значений Eh и pH в верхних де-
циметрах (до 1 м) осадков, а именно их быстрое снижение с
глубиной, — условие перевода рудного вещества в подвижное
состояние, его миграции к геохимическим барьерам и выпаде-
ния в твердую фазу в окисной форме, что поддерживает гра-
диенты их концентрации в иловых растворах и способствует
росту микроконкреций. При этом активную, но не решающую
роль играют бактерии и другие микроорганизмы (Страхов, 1986,
с. 405—435; Wendt, 1974).
Условия диагенеза (без обычно включаемого в него синге-
неза) продолжают наметившиеся в сингенезе уменьшение ве-
личин Eh и pH, усиление закрытости системы, увеличение кон-
центраций Fe, Мп и А1 в иловых растворах, что поддерживает
их миграцию к зародышевым рудным агрегатам, сопровождаю-
щуюся разделением — дифференциацией — вещества. Окис-
ный тип руд сменяется закисным: у Eh-барьера формируется
глауконит, а ниже — шамозит и сидерит. С глубиной в осадке
напряженность миграции и стягивания снижается.
Общие условия рудогенеза — климат и тектонический режим,
а также петрофонд, т. е. запечатленная в минеральном составе
геологическая история. Алферманголиты монокли матичны, ибо
порождены лишь гумидным климатом Земли в вариантах: теп-
лом тропическом и субтропическом, создающем почти все руды
триады, и умеренном — таежно-тундровом, отчасти степном.
За пределы гумидных зон выходят они недалеко, и максимален
отрыв у манганолитов, значителен — у ферритолитов и ничто-
жен у аллитов. Это точно отвечает их геохимической подвижно-
сти в седиментогенезе. В сухих и полярных климатах они прак-
тически иммобильны.
Моноклиматичность алферманголитов нарушается появлени-
ем их в запрещенных зонах, особенно в аридных; это объясня-
ется механической и отчасти химической миграцией вещества, в
частности с подземными водами — отложение источника (мел-
162
кое Mn-месторождение Гольконда, США, к западу от оз. Соле-
ного). Сходно откладываются Mn-руды из гидротермальных
вулканических источников. Аклиматический вулканогенно-оса-
дочный литогенез формирует железные и марганцевые руды
нередко в поясах, несогласно пересекающих климатические
зоны. Таковы марганцево-яшмовые руды девона вулканических
формаций Магнитогорского мегасинклинория.
Тектонический режим формирования алферманголитов раз-
личен, но наиболее благоприятен пассивный, сменяющий актив-
ные стадии. Пассивность тектонорежима проявляется как при
выветривании, так и при перемещении продуктов выветривания
и седиментации, а также при сингенезе. Лишь вулканогенно-
осадочные руды формируются в условиях активного тектониче-
ского режима, выражающегося не только в расчлененном гор-
ном (и подводно-горном) рельефе, но и в активном вулканизме.
Однако стадия рудообразования совпадает здесь с относитель-
ным затуханием эффузивной и эксплозивной деятельности и
максимальной активизации гидротермальной, наступающей
обычно через 5—10 тыс. лет после начала формирования страто-
вулканов. Это почти однозначно указывает, что вода и рудные
компоненты, а также газы и анионы в основном мобилизуются,
как указывалось (гл. 3 и 10.6.2), из вмещающих пород, для
чего требуется их прогрев.
Петрофонд — состав пород и минералов области мобилиза*
ции рудного вещества — интегральный результат геологической
истории, определяющий соотношение исходных компонентов
будущих руд. Все породы, даже известняки и кремни (например,
в скелетах диатомей повышенное содержание Мп), теоретиче-
ски могут принимать участие в поставке рудного вещества. Но
определяюща массовая поставка, которую обеспечивают лишь
силикаты, если не считать более древних руд. Силикатный пет-
рофонд довольно естественно делится прежде всего на две груп-
пы: мафические и сиалические петрокомплексы. Первые дают
железные руды, аллиты и манганолиты, вторые — в основном
аллиты. Петрофондом также определяются комплексы малых и
рассеянных элементов, практически всегда примешивающихся к
основным рудным.
Петрофонд, тектонический режим, геологическое строение и
климат эпохи рудообразования определяют масштабы денуда-
ции и скорости седиментации, с которыми рудообразование
обычно находится в обратной, чаще всего пропорциональной,
зависимости.
Для гумидных зон Н. М. Страхов (1960, с. 75) предложил
формулу рудообразования P=f(a, |3, у, б, е), где записана функ-
циональная связь рудообразования с пятью факторами: а — ин-
тенсивность химико-биогенной садки рудного компонента; 0 —
влияние гидродинамического режима и палеогеографии района
усиленной садки рудного компонента; у — действие разбавле-
ния приносимым с берега терригенным материалом (следует
6:
163
добавить — планктоногенным); б — дополнительное концент-
рирующее влияние процессов перераспределения вещества в
диагенезе (и сингенезе); е — перемыв рудного пласта с выно-
сом из него тонкодисперсного нерудного материала. Максималь-
ный рудообразующий результат эти факторы дадут при их од-
новременном и согласованном действии. Тогда возникают круп-
нейшие месторождения высококондиционных руд. «Рудообразо-
вание порождается не действием какого-то специфического
фактора, отсутствующего при обычном (кларковом) седименто-
генезе (как ранее считал автор), а специфическим сочетанием
обычных факторов, работа которых в этом случае согласована,
так что положительное аккумулирующее действие одного из них
поддерживается и усиливается положительным же аккумулиру-
ющим действием всех других» (Страхов, 1960, с. 76), а несог-
ласованное разнонаправленное их действие «приводит к кларко-
вому седиментогенезу».
10.7. МЕТОДЫ ИЗУЧЕНИЯ
Алферманголиты — трудный объект для изучения: они боль-
шей частью аморфны или коллоидально-кристалличны, часто
непостоянного химического состава минералов и пород (пере-
менное количество воды и разные формы ее участия в минера-
лах, большое количество тончайшей примеси из-за сильной
адсорбционности коллоидов Al, Fe и Мп и обычная смешан-
ность друг с другом и другими минералами); многие из них
непрозрачны в шлифах. Все это ограничивает использование
оптических (Бородаев и др., 1979 и др.) и рентгеноструктурных
методов изучения. Поэтому кроме них и кроме обычных поле-
вых и лабораторных макроскопических методов, включая при-
шлифовки и окрашивание, широко применяется иммерсионный
(для аллитов, некоторых прозрачных ферритолитов и мангано-
литов), химический, термический (Бушинский, 1971), электрон-
но-микроскопический, ИК-спектроскопический, микрозондовый
энергодисперсный анализы, электронография, рентгеновская
фотоэлектронная спектроскопия, экспериментальные методы
и т. д. Ферриоксидный пигмент бокситов удаляется (Бушинский,
1971).
Важно установить алферманголиты в поле. Поэтому макро-
скопическая диагностика особенно необходима. Бокситы уста-
навливаются по белому, красному, пестрому цветам вмещаю-
щих пород и самих аллитов, их сфероагрегатной структуре, пе-
литоморфности, парагенезам с каолином, ферритолитами, квар-
цевым песком и вообще по всем признакам кор латеритного
выветривания. Бокситы многолики, их можно спутать с каоли-
ном, фосфоритами, яшмами, кремнями, ферритолитами, песча-
никами, глиняными дресвяниками и брекчиями и т. д. Надеж-
ные, быстрые и дешевые полевые методы их диагностики от-
164
сутствуют, хотя существует полевой радиоактивационный при-
бор «Боксит» (Каменецкий, 1957). Поэтому для контроля реко-
мендуется химический экспресс-анализ на 4 компонента:
кремнезем, глинозем, железо общее и потерю при прокаливании
(сумму газовых компонентов — воды, углекислоты и др.).
Ферритолиты «бросаются в глаза», и даже малые их коли-
чества (доли процента в окисной форме) принимаются за руды..
Поэтому пропустить можно только карбонатные и некоторые-
силикатные ферритолиты. Однако и они имеют характерные^
признаки: сидериты — тяжелые, с вишневой коркой выветрива-
ния, силикаты — зеленые (глаукониты, шамозититы и др.),,
глинистого облика, нередко сфероагрегатные. . Магнетитовые
руды магнитны, черные, тяжелые, гематитовые — немагнитны,,
черные, с вишневой чертой, тяжелые.
Манганолиты черные, землистые, маркие, часто сфероагре-
гатные, похожие на углистое вещество, но при обжиге на ко-
стре не теряют черный цвет. Карбонатные манганолиты легко-
принять за доломиты, но отличаются они невскипаемостью с
НС1, большим весом и часто проявляющимися черными ден-
дритами или розовым оттенком. Как и гидроокислы железа, не-
большие содержания окисного Мп позволяют ошибочно прини-
мать породы за Мп-руды.
Экспериментально определяется растворимость в зависимо-
сти от Eh, pH, температуры, давления и присутствия других
веществ (Бушинский, 1971).
10.8. НАУЧНОЕ И ПРАКТИЧЕСКОЕ ЗНАЧЕНИЕ
10.8.1. НАУЧНОЕ ЗНАЧЕНИЕ
Алферманголиты — надежные свидетельства влажного,
обычно и теплого климата, пассивного тектонического режима,
ослабления терригенного потока вещества, малых скоростей
седиментации и кислородного состава атмосферы. Последнее
особенно ясно отражается на минеральном составе ферманголи-
тов, весьма чутко реагирующих на присутствие кислорода в
атмосфере и гидросфере. При его недостатке в архее и раннем
протерозое формировались сидериты и магнетиты, образование
которых в гидросфере позже стали невозможными.
Наиболее древние на Земле, хотя и непромышленные, — вы-
сококремнистые гематит-диаспоровые линзы (толщиной до
3—8 м) бокситов верхнего протерозоя Восточного Саяна, за-
легающие в железисто-глиноземно-глинистых сланцах на за-
карстованных доломитах (Справочник по литологии, 1983,
с. 184). Бокситы в чисто терригенных отложениях известны с
девона. Первой рудоносной эпохой бокситообразования стала
средне-позднедевонская, когда сформировались в закарстован-
ных известняках Тимана, Урала, Салаира и Северного Пакис-
165
тана диаспоровые бокситы. Первые промышленные бокситы
псевдоморфного типа, т. е. сохранившие реликтовую структуру
материнских пород, известны из нижнего карбона (КМА). Ста-
новятся разнообразнее бокситы из перемещенного материала,
формировавшиеся во внутренних водоемах и в прибрежной зо-
не и залегающие как в пестроцветных, так и в углистых отло-
жениях. В мезозое к ним добавляются бокситы в карстовых
депрессиях в глубине континентов (месторождения Западного
Тургая и Чадобецкого поднятия в Восточной Сибири). Первые
достоверные латеритные бокситовые покровы (площадное вы-
ветривание) относятся к концу мезозоя (Украинский щит,
Центральный Тургай), а с олигоцена они становятся основным
типом. Максимум бокситообразования (80% всех промышлен-
ных запасов Земли) падает на олигоцен-четвертичную эпоху.
Иногда апобокситовыми считают глубокометаморфизован-
ные высокоглиноземистые сланцы и гнейсы (А12О3вал 20—50%),
например верхнеархейские кианитовые, силлиманитовые, став-
ролитовые, гранатовые сланцы свиты кейв центральной части
Кольского полуострова. Вероятнее, это были углисто-алеврито-
глинистые толщи кварц-каолинит-гидрослюдистого состава, воз-
можно, испытавшие алюминиевый метасоматоз.
Ферритолиты имеют большее научное значение: они более
заметно эволюционировали и полнее отражают условия экзо-
сферы, состав атмо- и гидросферы и могут пролить дополни-
тельный свет на вулканизм. Их эволюция длительная и почти
такая же выразительная, как у карбонатолитов. Наиболее древ-
ним, архейско-раннепротерозойским типом ферритолитов, по-ви-
димому, являются в основном вулканогенно-осадочные желез-
ные и сидерит-магнетитовые кварциты (джеспилиты), заключа-
ющие главные запасы руды на Земле (Металлогения..., 1966,
1973, 1978; Проблемы..., 1969; Страхов, 1986). На рубеже архея
и протерозоя они постепенно сменяются известково-железоквар-
цитовым типом с преимущественно гематитовым составом руд-
ного компонента. Он формировался до конца протерозоя и ран-
него кембрия. С конца протерозоя эстафета железорудного
процесса передается третьему типу — оолитовым гематитовым
(до конца мезозоя) и гётит-гидрогётитовым (мезозой — ныне)
ферритолитам мелководно-морских и континентальных обстано-
вок. Их обычными компонентами являются также шамозиты и
другие лептохлориты и сидериты.
Практически одновременно, но в иных, геосинклинальных,
точнее в рифтово-эффузивных, обстановках формируются пре-
имущественно гематитовые не оолитовые руды (выдержанные
пласты толщиной до 20—30 м) в парагенезе с карбонатами и
манганолитами (Атасуйская группа месторождений Централь-
ного Казахстана) или с силицитами — яшмами, кремнями
(Удско-Шантарская зона на Дальнем Востоке). В девоне по-
явились первые латеритные месторождения, но только в нижнем
карбоне обнаружены первые богатые (с содержанием железа
166
60% и выше) месторождения: в России это мощный (до 400 мУ
элювий КМА (Никитина, 1968) и других регионов. Латеритные
месторождения на гипербазитах достоверно установлены в ниж-
ней юре (Халилово на Южном Урале и Елизаветинское на
Среднем), но максимальное развитие тип приобрел в кайнозое,
когда (особенно с олигоцена) начали формироваться в эква-
ториальной зоне богатейшие месторождения по джеспилитам
(Либерия, Габон в Африке, Австралия, Бразилия, Венесуэла
и др.) и гипербазиты (Куба, Новая Каледония и др.).
Только современными считаются гематит-магнетитовые рос-
сыпные месторождения на морских и океанских побережьях
(Аксенов, 1972), сложенных магнетитсодержащими породами,,
например на Курилах. Однако нет никаких противопоказаний
их более древнего возраста, так как по крайней мере 3 млрд,
лет существуют их источники — джеспилиты и базиты-гиперба-
зиты. Автор наблюдал магнетитовые (титаномагнетитовые) пес-
чаники в девоне Австралии (см. 10.4 — Ж 16).
В ходе эволюции железорудного процесса сужается его аре-
ал: в докембрии или в начале кембрия прекратилось формиро-
вание джеспилитов и других пелагических руд, в фанерозое
ферритообразование сосредоточилось на континентах и в при-
брежной зоне моря, если не считать ЖМК и металлоносные
осадки океанов и рифтовых морей. Эволюция гидротермально-
железорудного процесса менее заметна, но, вероятно, он цик-
лично ослабляется.
Переменная валентность Fe, разнообразие его химических
форм (окислы, карбонаты, силикаты, сульфиды, сульфаты, фос-
фаты и т. д.) делают соединения Fe исключительно ценными
показателями геохимических фаций и инструментом фациально-
генетического и палеогеографического анализов.
Манганолиты эволюционировали во многом подобно ферри-
толитам, хотя их эволюция значительно беднее. Н. М. Страхов
(1986) в архейских и протерозойских гондитах (см. 10.4.3 —
М 5) видел силикатные манганолиты (гранат спессартин, ро-
донит), хотя весьма бедные (Мп не более 10—15%), непромыш-
ленные, но по общим масштабам гигантские. Вероятно, первые
промышленные месторождения с запасами в десятки миллионов
тонн появились в протерозое — пласты и линзы браунита в
гнейсах и кристаллических сланцах. Руды Мп кремнево-карбо-
натные (родохрозит-манганокальцитовые) известны с раннего
кембрия (Салаир и Кузнецкий Алатау — Усинское месторож-
дение), а браунит-родохрозитовые в вулканогенно-осадочных
формациях — с девона (Урал, Алтай). С конца девона до на-
чала перми интенсивное накопление Mn-руд шло как в при-
брежных зонах моря (Урал, Казахстан и другие места), так и
в грабенах-рифтах (атасуйский тип, Казахстан). Конец палео-
зоя и весь мезозой — ослабление накопления Мп, а в кайнозое,
особенно с середины палеогена, наступает мощная марганцево-
рудная эпоха, когда формировались месторождения-гиганты:
167
Южно-Украинские (Никопольские и др.; Грязнов и др., 1964;
Никопольский..., 1964), Грузинские (Чиатура; Бетехтин и др.,
1964; Дзоценидзе, 1969), Восточно-Уральские, Болгарские и др.
(Татаринов и др., 1965 и др.). Накопление происходило в за-
тишных участках прибрежной зоны моря вблизи марганценос-
ного элювия по базитам и гипербазитам, хотя предполагается и
эндогенный источник Мп. С неогена в океанах идет образова-
ние ЖМК-
Помимо геоисторического значения манганолиты — индика-
тор геохимических фаций как окислительных (окисные минера-
лы), так и восстановительных (карбонатные) обстановок, мел-
ководий и океанических глубин (ниже критической для карбона-
тов) и рифтовых зон.
10.8.2. ПРАКТИЧЕСКОЕ ЗНАЧЕНИЕ
Все алферманголиты — ценные основные руды на соответст-
вующие металлы (Бетехтин и др., 1964; Меро, 1969; Татари-
нов и др., 1975), без которых немыслима современная индуст-
рия, прежде всего машиностроение, включая и самолетострое-
ние, а в прошлом, на заре цивилизации, железные породы были
необходимым условием развития самого человека (железный
век).
Алюминиевая руда определяется содержанием глинозема и
кремневым модулем — отношением Al2O3:SiO2. По ГОСТу
1974 г. (972-74) на бокситы их высший сорт (Б-00)- должен
содержать не менее 50% А12О3 при кремневом модуле больше
12, а самый низкий сорт (Б-6), используемый только в марте-
новском производстве, имеет 37% А12О3, и кремневый модуль
уменьшается до 2. При этом содержание серы не должно пре-
вышать 0,2%, а пятиокиси фосфора — 0,6%. Кондиции (нормы)
на Al-руду в других странах иные. Так, Канадская алюминие-
вая компания «АЛКОЛ» определила выгодность добычи и
транспортировки африканских бокситов с содержанием Ai2O3
более 55% и SiO2 менее 2%. С развитием технологии извлече-
ния алюминия в качестве руд будут служить и обычные алюмо-
силикатные породы, в первую очередь каолины, галлуазит, ал-
лофаны, нефелины, анортозиты, не содержащие свободного гли-
нозема. Присутствие последнего часто определяется превыше-
нием каолинитового кремневого модуля — 0,86 (или около 1)
(Брушинский, 1971; Кривцов, 1968, 1969; Справочник по лито-
логии, 1983).
Железные руды обычно содержат более 30% Fe, хотя иногда
его добывают и из более бедных: на Качканарском месторож-
дении (Средний Урал) малотитанистые вкрапленные магнети-
товые руды выгодно разрабатывать при среднем содержании
Fe 16%. В то же время огромные по запасам месторождения
бурых железняков Приаралья (Формозова, 1959) со средним
содержанием Fe 35—40% отнесены за баланс и не разраба-
168
Рис. 10.9. Палеогеографическая схема нижнего олигоцена Гру-
зии, из Г. С. Дзоценидзе (1969, с. 236):
1 — суша; фации: 2 — песчаники и спонголиты, 3 — глины,.
4 — глины песчаные, 5 — "месторождения марганца: I — Чиа-
турское, II — Чхари-Аджаметское, III — полосы Зестафони-
Вани-Маяковски, IV — Шкмерское, V — Карели; 6 — мергели и
глины, Ф — фосфориты; стрелки — предполагаемый разнос
марганца
тываются, так как более выгодно добывать лучшую по каче-
ству руду молодых кор выветривания по джеспилитам, особенно
в КМА, Западной Африке, Австралии и Южной Америке (Же-
лезорудные..., 1955; Латериты, 1964; Михайлов, 1978, 1986;
Страхов, 1986; Юдин, 1958; и др.).
Основные технологические требования к железной руде: спо-
собность к обогащению, особенно наиболее дешевым методом —
магнитной сепарацией (поэтому кондиции на магнетитовые ру-
ды ниже); отсутствие вредных примесей: серы, фосфора, хрома,
титана. Этим требованиям лучше отвечают руды двух типов:
1) кора выветривания «чистых» железных кварцитов («синь-
ка»), содержащая более 60% Fe в виде гематита (мартита),,
или продукты ее ближайшего переотложения («канга») с Fe до
60—70% — чисто гематитовый, мономинеральный пласт, и
2) магнетитовые кварциты с содержанием Fe более 15—30%,
но позволяющие при обогащении получать агломерированные
концентраты с Fe>63%. Элювиальные руды на гипербазитах
содержат вредную примесь хрома (до 3%) и трудно обогаща-
ются. Но в Халилово (Южный Урал) они легированы никелем
и кобальтом и поэтому разрабатываются.
Марганцевые руды в зависимости от месторождения и целей
применения — в черной (легирующая добавка) и цветной ме-
таллургии, химической, стекольной и керамической промышлен-
ности и медицине — оцениваются по разным нормам (Бетехтин
и др., 1964; Марганцевые..., 1967; Никопольский..., 1964; Чиа-
169'
турское..., 1964; и др.). На территории бывшего СССР разраба-
тываются четыре группы месторождений: Никопольская на
Украине, Чиатурская в Грузии (рис. 10.9), Каражальская и
Джездинская в Центральном Казахстане. Руды, не требующие
обогащения, должны содержать не менее 35—40% металла.
При возможности легкого обогащения (флотацией, рассеива-
нием и т. д.) руда может разрабатываться и с 10—20% Мп.
Труднообогатимые, в частности силикатные, руды пока не раз-
рабатываются.
Карбонатные руды разрабатываются и с 13—20% Мп, так
как они часто лишены фосфора и могут одновременно идти как
флюс при доменной плавке железных руд. Карбонатные Мп-
руды нередко ассоциируются со стратиформными месторожде-
ниями РЬ и Zn, а элювиальные — с Со (кобальтоносные ва-
ды — асболаны). Океанские ЖМК содержат промышленные
концентрации Си, Со и Ni, и в США и Японии предложены
проекты их добычи. Попутно будут использоваться Fe (до 21%)
и Мп (свыше 20%). Некоторые Mn-руды содержат золото.
Глава 11
КАУСТОБИОЛИТЫ
11.1. ОПРЕДЕЛЕНИЕ, КЛАССИФИКАЦИЯ
И НОМЕНКЛАТУРА
Каустобиолитами (греч. «каустос» — горючий, «биос» —
жизнь и «литое» — камень), или горючими, а также органиче-
скими породами, называются геологические образования, боль-
ше чем наполовину состоящие из органических «минералов»,
или компонентов. Это особая группа горных пород, наиболее
специфичная для нашей планеты (единственной, несущей
жизнь), включающая наряду с твердыми также и жидкие гор-
ные «породы» — нефти (возможно, и газ), формирующаяся в
основном за счет необычного источника — тел организмов (жи-
вотных и растений), которые в свою очередь строят органичес-
кое вещество своих тел из атмосферных газов и воды под вли-
янием энергии Солнца. По экономическому значению, т. е. по
той роли, которую они играют в экономике, политике и жизни
человека, каустобиолиты превосходят все другое .минеральное
вещество, добываемое человечеством. Исключительно велико и
их научное, в частности историко-геологическое, значение. Важ-
ность и специфичность этой группы пород объясняют, почему
она рассматривается в специальных дисциплинах — углепетро-
графии, углегеологии, геологии и геохимии нефти и газа. По-
этому мы ограничиваемся кратким обзором, необходимым для
понимания осадочного процесса, а за более глубокими и систе-
матическими сведениями следует обращаться к соответствую-
щим специальным руководствам (Аксенов, Жабрева, Колесни-
никова, 1986; Аммосов и др., 1987; Бакиров и др., 1982; Ботнева,
1987; Вассоевич, 1981, 1986, 1988 и др.; Высоцкий, 1979 и др.;
Голицын, Голицын, 1989; Голицын, Прокофьева, 1990; Гольд-
берг, 1981; Губкин, 1975; Жемчужников, Гинзбург, 1960; Калин-
ко, 1969, 1981, 1987; Карцев, 1978; Кравцов, 1982; Леворсен, 1970;
Накопление..., 1990; Матвеев, 1960, 1966, 1968, 1969, 1979 и др.;
Орлов, Успенский, 1936; Семенович, 1989; Семенович и др., 1987;
Словарь..., 1988; Успенский, 1970; Хант, 1982; Цыркин, Олегов,
1989; Эттингер, 1988; Ягубянц, 1988; и др.).
Органические «минералы» сложны, изучены недостаточно
и трудно диагностируются. Поэтому каустобиолиты классифи-
171
цируются в основном по химическим особенностям, агрегатному
или физическому состоянию и по более сложным, чем минералы,
компонентам. С первыми классификациями, еще в рамках еди-
ной минералогии, и с самим понятием «органический минерал»
можно познакомиться в книге Н. А. Орлова и В. А. Успенского
(1936): «Выделение органических («горючих») минералов в са-
мостоятельную группу восходит еще ко времени раннего сред-
невековья, когда лишь в неясных и подчас странных формах
выкристаллизовывались первые линии деления минеральных
веществ на отдельные классы и группы. Уже в трудах арабско-
го ученого Авиценны (980—1037) мы видим их обособленными
в отдельный класс «серы», куда входили все горючие вещества,
т. е. собственно каустобиолиты, а также алмаз, графит и сера»
(с. 5). Это объединение по принципу горючести ведет начало с
античности (например, Плиний говорил, что битумы весьма
близко стоят к сере) и удерживается до начала XIX в. В пред-
ставлениях средневековых ученых «понятие «сера» имело не
только физический, но и глубоко философский смысл», в част-
ности «как бы воплощало свойство горючести», и «ее название
становилось лишь символом, выражающим это свойство» (там
же, с. 5). Даже когда в конце XVIII в. стали «очищать» группу
каустобиолитов от инородных минералов, в частности исклю-
чать из нее графит (а позже и алмаз как явно не биогенный),
она все еще называлась сернистой.
Неразделенность понятий «минерал» и «горная порода» по-
зволяла в единой классификации под именем минералов выде-
лять и то, что отвечает понятию «минерал», и «камни, земли»,
а также «горючие вещества» — уже породные тела.
Общая классификация каустобиолитов еще разрабатывает-
ся. Трудности связаны с разнородностью пород и веществ, с их
резко различным физическим состоянием (твердые, жидкие и
газовые, а также переходные между ними состояния) и разной
«горючестью». Не все органические вещества обладают этим
свойством, и поэтому понятие «каустобиолиты» уже понятия «ор-
ганические соединения» или «органические вещества» (ОВ).
Лучше разработаны частные классификации, раздельно рас-
сматривающие твердые, жидкие или газовые образования либо
разделяющие их прежде всего по природе органического веще-
ства — на гумолиты и битумолиты. Например, И. И. Аммосов
с соавторами (1987, с. 24) твердые горючие ископаемые подраз-
деляет на 3 типа и 7 подтипов (табл. 11.1).
Если первые два типа — гумолиты и сапропелиты — тради-
ционны, они выделялись Г. Потонье (Potonie, 1920) и
Ю. А. Жемчужниковым (1948), то третий — органофлюидоли-
ты — новый: это твердые вторичные органические ископаемые,
сбразовавшиеся из флюидных фракций первых двух типов на
путях их миграций, взаимодействий, застаивания, отвердения
как в глубоких недрах при повышенных температуре и давле-
нии, так и в зоне гипергенеза.
172 (
Таблица 11.1
Основные генетические типы твердых горючих ископаемых
Типы Подразделения типов
I. Гумолиты 1. Гумиты — в основном из лигнин-целлюлозных веществ 2. Липтобиолиты— из смол, восков, оболочек спор, ку- тикулы
II. Сапропелиты ( 3. Телосапропелиты — сохраняется форма или анатоми- • ческое строение водорослей и других богатых жирами организмов 4. Сапроколлиты — исходный сапропелевый материал на месте залегания превращен в бесструктурную массу
Ш. Органофлюи- долиты 5. Нафтолиты — из мигрировавших углеводородных флю- идов разного генезиса ; 6. Антрафлюидолиты — из мигрировавших термогенных углеводородных флюидов угольного ряда 7. Некромофлюидолиты — в основном из некрокислот, мигрировавших за пределы торфяника в виде раство- ров, суспензий и эмульсий, ограниченно взаимодейст- вовавших с термогенными флюидами разного исходно- го материала. Сорбированное ОВ соответствующих черносланцевых толщ
• Выделенные типы несомненно генетические, но вместе с тем
они и гетерогенны, особенно третий тип. Поэтому правильнее их
считать группами типов, или классами. В первой группе более
мелкие подразделения намечены по различиям первичного ор-
ганического вещества, во второй — лишь по стадиям преобра-
зования одного и того же вещества, а в третьей — по разным
признакам: то по исходному органическому веществу (антра-
флюидолиты), то по типу образующегося органофлюидолита
(нафталиты), независимо от исходного вещества, следователь-
но, включающего и антрафлюидолиты (разделение, возможно,
-есть, но нечеткое — включение термогенезиса), то по частным
производным (некромовым кислотам, или некрокислотам) цел-
люлозы и лигнина на торфяной или буроугольной стадиях, а
также по совсем иному ОВ (сорбированному в черносланце-
вых толщах). Главное деление каустобиолитов на твердые (см.
табл. 11.1), жидкие и газовые (см. 11.3 и 11.8), конечно, не ге-
нетическое, но удобное и объективное.
11.2. ТВЕРДЫЕ КАУСТОБИОЛИТЫ
Твердые горючие ископаемые (см. табл. 11.1) представле-
ны гумолитами, сапропелитами и органофлюидолитами. Вместе
с ними удобно рассмотреть и горючие сланцы (ГС), в которых
173
органическое вещество хотя и не преобладает, но как полезные
ископаемые, т. е. как «руды», ГС тяготеют к каустобиолитам,
и с ними они могут быть лучше поняты и описаны.
Твердые каустобиолиты изучаются петрологией органиче-
ских веществ или более узко — петрологией угля — наукой на-
чала XX в. Ее основы создали М. Д. Залесский (1928), Г. По-
тонье (1934), Р. Тиссен, М. Стопе, А. А. Гапеев (1949),
Ю. А. Жемчужников (1948) и другие, а развили Е. Штах
(Stach, 1975 и др.), И. И. Аммосов (1961 и др.), В. И. Горш-
ков, Н. П. Гречишников, И. В. Еремин (1956 и др.), Ю. Р. Ма-
зор, М. В. Голицын (1989,1990 и др.), И. Б. Волкова (1990) идо.
11.2.1. ГУМОЛИТЫ
Гумолитами называют угли, образовавшиеся из остатков:
высших растений, главным образом из их лигнино-целлюлозных
тканей, при недостатке кислорода во влажной среде, сначала
в результате микробиологических процессов преобразования —
гумификации (Жемчужников, 1935, 1948), а потом в результа-
те термобарических превращений — углефикации, или мета-
морфизации органического вещества. Название происходит, ве-
роятно, от humus — земля, ибо гумусом называют основную
часть органического вещества почв, происходящую главным об-
разом из высших растений, полностью утративших черты ана-
томического строения преимущественно в результате биохими-
ческого разложения. Это темноокрашенный и черный сложный
агрегат (смесь) аморфных веществ — гумусовых веществ, по
растворимости и экстрагируемости делящихся на фульвокис-
лоты (ФК) — наиболее растворимые и высоко подвижные со-
единения, гуминовые кислоты (ГК) — группу нерастворимых
в минеральных . и органических кислотах гумусовых соедине-
ний, преобладающих, например, в черноземах, гумины — не-
экстрагируемые части гумуса, обогащенные наиболее устойчи*
выми компонентами, часто остаточными от деградации и дру-
гих превращений, и на гуматомелановые кислоты — группу гу-
мусовых веществ с промежуточными между ФК и ГК свойства-
ми, растворяющихся в полярных органических растворителях
(Почвоведение, 1989).
По комплексу признаков Ю. А. Жемчужников (1948) гумо-
литы делил на гумиты (термин Потонье, 1908), образующиеся
преимущественно из лигнин-целлюлозных тканей растений, и
липтобиолиты, сложенные в основном кутиновыми, субериновы-
ми и липоидными компонентами, оставшимися (греч. «лейп-
тос» — остаточный) от наиболее стойких частей высших расте-
ний: оболочек спор, кутикулы, пробковой ткани и смоляных тел.
Позже И. Э. Вальц, А. И. Гинзбург и Н. М. Крылова (1968)
предложили гумолиты делить на классы гелитолитов, фюзено-
литов, липоидолитов и микстогумолитов. Гелитолиты (лат. «ge-
1о»—остудневаю), слагающие блестящие и полублестящие угли,
174
состоят преимущественно из гелефицированных, витреновых
компонентов; фюзенолиты (франц, «fusain» — сажистый, во-
локнистый), слагающие матовые и полуматовые угли, состоят
из окисленных, фюзенизированных растительных остатков; ли-
поидолиты (греч. «липос» — жир), слагающие матовые и по-
луматовые угли и участвующие в строении других углей, состо-
ят из липоидных компонентов (воски, стеарины, фосфатиды, це-
реброзиды и др.) и других липидов, происходящих из наибо-
лее стойких частей растений (спор, пыльцы, кутикул, смоляных
тел), нередко с примесью белков и жиров животного проис-
хождения; микстогумолиты , — смешанные из гелефицирован-
ных, фюзенизированных и липоидных компонентов, нередко в
равном их отношении.
С этой классификацией перекликается более поздняя и бо-
лее детальная и полная классификация И. И. Аммосова и др.
(см: табл. 11.1).
Прежде чем описывать угольные породы, необходимо пред-
ставить их элементарные составные части — микро- и макро-
компоненты, по уровню организации вещества аналогичные ми-
нералам или более сложным компонентам осадочных пород.
11.2.1.1. Микрокомпоненты углей. В 1919 г. М. Стопе в ка-
менных углях выделила четыре макроскопических ингредиен-
та — витрен, кларен, дюрен и фюзен (см. ниЖе, 11.2.1.4), ко-
торые позже (Штах и др., 1978, с 10) стали трактоваться как
литотипы, т. е. более сложные тела, чем минералы, и стоящие
на уровне пород. Два из них — витрен и фюзен — более про-
стые, сложенные обычно одним микрокомпонентом, а два дру-
гих — сложные. В 1957 г. были выделены два промежуточных
литотипа — дюрокларен и клародюрен. Когда микроскопиче-
ское изучение углей, начатое в 1854 г. в Англии (почти одно-
временно с применением микроскопа в петрографии), усовер-
шенствовалось (Тиссен, 1913—1920; Штах, 1928; и др.), стало
возможным в массовом порядке различать микрокомпоненты,
или микроингредиенты. Они уже практически элементарные,
простые и однородные, близкие понятию минерала. В 1935 г.
М. Стопе предложила их называть мацералами — по аналогии
с минералами и в отличие от них. В советской углепетрографци
чаще используется термин «микрокомпонент». Выделяют (Ам-
мосов и др., 1987, с. 25) 24 микрокомпонента в бурых углях и
17 — в каменных. Они объединяются н 6 аналогичных или
весьма близких группТ^накоторых мы в основном и остано-
вимся.
1. Альгинит — основной микрокомпонент сапропелевого ис-
копаемого органического вещества, образующийся из водорос-
лей Pila и Renschia, а также, вероятно, и некоторых других,
широко распространенный в палеозойских богхедах и не обна-
руженный в нормальных гумусовых углях, в аншлифах — тем-
ного цвета, в шлифах — прозрачный, желтоватый, твердый с
высоким содержанием водорода, в зависимости от степени ге-
175
лификации — тело- и коллоальгинит, т. е. с неполным и пол-
ным остудневанием клеточных тканей.
2. Альговитринит — промежуточная между альгинитом и
витринитом группа, образовавшаяся из гумусового и сапропе-
левого материала.
3. Витринит («vitrain» — стеклянный; гуминит — для бу-
рых углей) — наиболее распространенный и важнейший микро-
компонент большинства углей, образующийся в основном из
лигнина и целлюлозы на ранней стадии разложения раститель-
ной ткани без доступа кислорода, твердый, блестящий (в зави-
симости от степени углефикации), бесструктурный (коллинит;
греч. «kolla» — клей) или с полусохраняющимся клеточным
строением (телинит; греч. «tela» — ткань) и с обломочной, ат-
тритовой структурой (витродетринит и для бурых углей — ат-
тринит), образующий и толстые слои (витрит), часто с трещи-
нами синерезиса, с раковистым изломом, прозрачный бурый,
состоящий из гуминов, представленных ароматическими ядрами
с алифатическими группами по периферии (ОН, СООН, СНз).
4.. Инертовитринит, объединяющий семивитринит, макринит
и микринит (для бурых углей — инертогуминит с оксигумини-
том, микринитом и микринитом) — промежуточные между 3-й
и бгй группами мацералы, возникающие при частичном окисле-
нии еще на торфяной стадии.
~ 5. Липтинит, или экзинит (греч. «липос» — жир и «экзи-
ны» — внешние оболочки спор), объединяющий споринит (из
оболочек спор), поллинит (из пыльцы), кутинит (из кутикул
листьев и хвои, т. е. из наружных слоев), резинит («resinia» —
смола), липтодетринит (обломочной структуры), а в бурых уг-
лях — еще и суберинит («suber» — пробка) и хлорофиллинит,
слагающиеся наиболее стойкими растительными фрагментами,
хорошо сохраняющими форму при углефикации, темно-серые, в
шлифах желтые, с высоким содержанием водорода, при карбо-
низации дающие большой выход смолы,,и газа, широко распро-
странены в разнообразных углях. Споры, как макро- (0,2—
1,5 мм), так и микроспоры (0,03—0,1 мм), представлены толь-
ко внешними оболочками (экзинами), сложенными стойким ве-
ществом — споронином, близким к кутинам и смолам.
6. Фюзинит, или инертинит («инерт» — приставка, указыва-
ющая на низкую реакционную способность, например нулевую
или слабую размягчаемость при карбонизации — получении
кокса), легко устанавливается по шелковистости, волокнисто-
сти, черному и желтоватому цветам, сажистости, наибольшей
матовости, непрозрачности в шлифах, наивысшей отражатель-
ной способности, самому высокому содержанию углерода, ча-
сто по клеточному строению. Поэтому он был установлен рань-
ше других ингредиентов (Грандом и Юри в 1882 г.) — как по-
лоски и штрихи в блестящих, клареновых углях. Но он слагает
и свои прослои и пласты. Образуется при окислительном пре-
вращении лигнино-целлюлозных тканей растений, часто целых
176
единых их фрагментов при недостаточной обводненности, т. е.
обычно выше уровня грунтовых вод, нередко по обугленным
при лесных пожарах частям деревьев,,, и сам процесс фюзе-
низации напоминает получение древесного угля, так как со-
провождается почернением, обуглероживанием при сохранении
до деталей клеточного строения. Фюзенизации подвергаются и
продукты гелефикации растений, например витрен, что указы-
вает на событие — осушение верхней чисти торфяника, до это-
го находившейся в анаэробных условиях ниже уровня грунто-
вых вод. Семифюзинит, т. е. полуфюзинит, указывает на не-
полную фюзенизацию; склеротинит (греч. «склерос» — твер-
дый, жесткий, хрупкий) образуется из остатков грибов (по-
этому называется и фунгинитом), особенно хорошо сохраняю-
щихся в третичных углях, и хорошо распознается по характер-
ной форме спор, склероций, нитям грибниц, мицелиям, паренхи-
ме, а также по высокой отражательной способности. Инерто-
детринит — обломочный фюзинит, часто включающий разные
его мацералы, или микрокомпоненты, а также фрагменты мак-
ринита (матовой основной массы дуритов и не сильно блестя-
щих углей) и микринита — мельчайших (менее 1 мкм) зер-
нышек, т. е. становящийся полимиктовым.
11.2.1.2 . Микролитотипы углей (Штах и др., 1978, с. 147—
162), крупные микрокомпоненты, сложные мацералы, слагаются
несколькими более элементарными микрокомпонентами (МК) —•
мацералами и могут быть отдаленно уподоблены сложным
«минералам» других осадочных пород — раковинам, литокла-
стам, особенно в грубообломочных породах, линзам и прослой-
кам, толщина которых не превышает определенную норму (на-
пример, 1 мм). Международный комитет по петрологии углей
принял два условия: 1) микролитотип выделяется, если на по-
лированной поверхности, перпендикулярной слоистости, он име-
ет ширину 50 мкм (0,05 мм) и более или минимальная его по-
верхность 50x50 мкм; 2) «правило 5%» позволяет считать мо-
номацеральным (монокомпонентным) микролитотип при сум-
марном содержании других компонентов не более 5%.
Микролитотипы (МЛТ) делят на моно-, би- и тримацераль-
ные. От мацералов МЛТ отличает суффикс «-ит». Различают
два уровня МЛТ: собственно МЛТ и группа МЛТ. Последних
выделяют семь (Штах и др., 1978, с. 148, табл. 9).
Мономацеральные группы МЛТ — витрит, липтит и инертит
(или фюзит). Витриты — коллиты и телиты — слагают не
меньше 40—50% карбоновых угольных месторождений Север-
ного полушария (в гондванских их 20—30%). Толщина слой-
ков, или, точнее, линз, обычно несколько миллиметров (в сред-
нем 1—10 мм), очень редко до 20 или 40 мм (у кордаитов);
дайки коллинита достигают 5—10 см. Л и пт и ты — спорит,
альгит, меньше кутит, резит и липтодетрит. Даже резит в уг-
лях с высоким выходом летучих образует слои более 1 см при
длине до 1 м. Фюзиты, или инертиты, также образуют тон-
177
кие прослои и линзы. Собственно фюзиты редко встречаются в
количестве свыше 5—10%, хотя известен сажистый уголь Цви-
кау (Саксония) с его содержанием до 50% и редко до 90%.
Семифюзит распространен шире. Другие МЛТ фюзитов редки.
Бимацеральные группы МЛТ на 95% состоят из двух МК:
кларит (лат. «clarus» или франц, «clarain» — ясный, свет-
лый) — из витринита и экзинита, витринертит — из экзи-
нита и витринита, дурит (дюрит) — матовый МЛТ, состоя-
щий из экзинита и инертинита (фюзинита). В каждой группе раз-
личается ряд типов, и их свойства отражают соотношение со-
ставляющих МЛТ. Клариты обычно блестящие, их компонент-
ный состав и структуры широко варьируют. В каменных углях
кларита редко бывает больше 20%. Часто витринитовая основ-
ная масса осветленная, текстурирована, мелкофрагментирова-
на, т. е. представлена десмоколлинитом Дуриты также разнооб-
разны и слагают протяженные дециметровые, т. е. мощные
слои; они тяготеют к окраинам угольных бассейнов. При скре-
щенных николях дурит распознается и в антрацитах — как ме-
т’адурит. Витринертит более редок. В американских углях в
витринертитах установлена ассоциация коллинита и микринита
(в качестве заполнителя клеток).
Тримацериты состоят из трех МЛТ, присутствующих в коли-
честве более 5%. Это дуроклариты и клародуриты, а также вит-
ринертолиптит. В первом преобладает витринит, во втором —
инертит, а в третьем — экзинит. После витрита тримацерит —
наиболее часто встречающаяся группа МЛТ.
11.2.1.3 . Минеральные примеси в углях разнообразны, встре-
чаются часто, и их количество варьирует от 0 до преобладания,
-когда породу следует относить к соответствующим некаустобио-
литбвым образованиям. Обобщенным выражением количества
примесей является плотность (удельные вес или масса). Угли
чистые и слабо загрязненные имеют плотность менее 1,5 г/см3,
например «аргиллитовый витрит» (грамотнее — «глинистый
витрит»). Угольно-минеральные ассоциации с плотностью 1,5—
.2,0 г/см3 называются карбоминеритами. Это соответствует при-
меси глинистого вещества, кварца или карбонатов в 20—60%.
Если плотность более. 2,0 г/см3, то это отходы или пустая по-
рода — угольно-глинистая: глина, сланец и другие, например
углистые «горючие сланцы» (см. 11.2.3). Таким образом, среди
карбоминеритов различают карбаргиллиты, карбопириты, кар-
банкериты, карбосилициты и другие, а также карбополимине-
риты. Каждый слоек должен быть толщиной 50 мкм или боль-
ше, чтобы он был учтен как самостоятельный компонент.
Наиболее часто в углях встречаются каолинит, иллит, пи-
рит, сидерит, анкерит, кальцит, кварц, в торфе — вивианит.
Многие из них рассеяны, часто заполняют клетки растительной
ткани, особенно фюзенитизированной, и образуют почки — кон-
креции, линзы, слои, жилы.
178
Весьма характерны для углей тонштейны — «глиняные кам-
ни» (иначе микалиты — слюдистые камни), сложенные крупно-
кристаллическим (до 1 мм), часто червеобразным идиоморф-
ным аутигенным каолинитом и углистым веществом, толщиной
слоев от миллиметра до первых сантиметров, неслоистые, ино-
гда с «кучерявой» текстурой, обычно образующиеся по пепло-
вым, витрокластическим туфам, которые в условиях низких pH
торфяников могли преобразовываться только в каолинит. Тон-
штейны — прекрасные горизонты для сопоставления разрезов,
выдержанные на больших территориях и узнающиеся сравни-
тельно легко по светлому цвету на фоне черного угля.
Редкие фосфаты группы фторапатита — хорошие индикато-
ры белковых (альбуминовых) компонентов.
Из многочисленных микроэлементов наиболее часто и в зна-
чительных, нередко близких к промышленным, количествах
встречаются германий и уран. Отмечается повышенное содер-
жание мышьяка в пирите, серебра в галените. Присутствие бо-
ра — индикатор влияния моря.
11.2.1.4 . Литотипы гумусовых углей (ЛТ), т. е. макроскопи-
чески различимые слои. Их немного — основных 4 в гумусовых
и 2 в сапропелевых углях: 1) нитрен — блестящие слои, 2) кла-
рен — полублестящие, 3) дюрен — матовые слои и 4) фюзен —
обычно минерализованный уголь типа древесного. Слои разных
ЛТ в пласте образуют полосчатый уголь.
Витрен (блестящий уголь) — черные слои с сильным блес-
ком, часто хрупкие, густо вертикально трещиноватые, распа-
дающиеся на кубики (мелкая фракция) при разработке, с ра-
ковистым изломом более толстых слоев, толщиной от 3 до 10 мм
(более тонкие слои считаются клареном, встречается часто и
состоит из витрита и кларита существенно витринитового (бо-
лее 70% витринита), т. е. из кларита V.
Кларен — тонкорасслоенные (слои тоньше 3 мм) черные
угли с промежуточным между витреном и дюреном блеском,
т. е. полублестящие, состоящие из витритов, кларитов, дуритов,
тримацеритов и фюзитов. Обычно это чередование витрена, дю-
рена и фюзена.
Дюрен (матовый уголь) черный или серый, часто со слабым
жирным блеском, очень твердый, колющийся на крупные куски,
с шероховатым изломом, мощностью слоев более 3—10 мм (а
более тонкие матовые слои фиксируются как кларен), иногда
до 10 см, слои выдержаны по простиранию и почти всегда более
толстые, чем слои витрена и кларена, хотя и менее распростра-
ненные. Дюрен можно спутать с углистыми сланцами. Под мик-
роскопом устанавливается состав из дурита и тримацерита, а
иногда и из обогащенного экзинитом кларита.
Фюзен сходен с древесным углем, черный, шелковистый, не-
редко волокнистый, мягкий, сажистый, пачкает руки, а также
твердый, когда полости клеток заполнены карбонатом, кварцем
или другими минеральными примесями, встречается миллимет-
179
ровыми линзами или их скоплениями («огненные горизонты» —
свидетели пожаров) толщиной до 20 см и длиной в несколько
метров.
11.2.2. САПРОПЕЛИТЫ
Сапропелевые угли (греч. «сапрос» — гнилой, «пелос» —
ил), или сапропелиты, образовавшиеся в основном из зоо- и
фитопланктона в застойных водоемах типа лагун с весьма огра-
ниченным водообменом, состоят преимущественно из микроком-
понентов группы альгинита. От гумусовых углей они резко от-
личаются отсутствием слоистости, т. е. изотропностью, однород-
ностью, высокой прочностью (с доисторических времен из них
-изготовлялись браслеты), а также большим содержанием во-
дорода (на низких степенях метаморфизма), дают много газа
и смолы, т. е. являются каустобиолитами битумного или нефтя-
ного ряда. Они матовые, массивные, пелитоморфные, имеют ра-
ковистый излом, светло- и темно-коричневые, вязкие, загорают-
ся от спички. Если сохраняется анатомическое строение водо-
рослей и других богатых жирами организмов, породы называ-
ются телосапропелитами, а если нацело состоят из бесструк-
турной, обычно желтоватой основной массы — сапроколлита-
ми. Залегают линзами или прослоями в гумусовых углях или
образуют самостоятельные слои. Связаны переходными с гуму-
совыми углями типами — гумито-сапропелитами и сапропели-
то-гумитами. Часто смешиваются с неорганическими компонен-
тами и минералами, что намечает переход к горючим сланцам,
по составу, типу и природе органического вещества в основном
аналогичным сапропелитам.
На стадии осадка сапропелевые угли представлены сапро-
пелем,''1Алм~ТиттиеС1, — ило"м~с преобладанием органического ве-
щества — тонкого или Трубого детрита водорослей, животных,
осЬоетгно часто насекомых, растений, нередко со значительной
(до 30—50%) примесью терригенных и аутигенных минералов.
.Цвет темный, консистенция мягкая и жирная, строение одно-
родное или микрослоистое, содержание С до 60—70%. Обра-
зуется в озерах, болотах и лагунах при разложении органиче-
ского вещества без доступа кислорода. Часто встречается в тор-
фе. Обычно содержит примесь гуминовых веществ. Балхашский
сапропель называется балхашитом, австралийский — куронги-
том, по имени лагуны-озера Куронг (Южная Австралия). При-
меняется как удобрение и лечебные грязи.
Сапропелиты связаны постепенным переходом с гумитами
через кеннельские угли, или кеннели (англ, «candle» — све-
ча), — черные матовые и со слабым жирным блеском породы с
раковистым изломом, обычно еще с правильной микрослоисто-
стью (отличие от богхедов), не содержат альгинита или его
мало, часто обогащены спорами («споровые угли») или мелки-
ми частицами витринита, инертита, что указывает на сходство
180
по мацеральному составу с кларитом, дуритом или тримацери-
том (отличие в тонкозернистости и однородности), образуют
слои толщиной до 80 см, встречаются в большинстве угольных
месторождений, узнаются (как метакеннельский уголь) и на
антрацитовой стадии, в частности по витринизированным спо-
рам.
Если кеннели являются сапропелито-гумитами, то настоя-
щие сапропелиты — богхеды, которые через кеннель-богхеды
и богхед-кеннель связаны переходом с кеннельскими углями.
Богхеды уже практически не содержат спор, но альгинита в них
•бывает до 30% и больше. Они черные, матовые, землистые, пе-
литоморфные, неслоистые и с неясной слоистостью, плотные,
крепкие, хрупкие, иногда маркие, загораются с трудом, дают
пламя, являются литифицированным сапропелем. Содержат
70—90% С, 3—6% О и 6—9% Н. Внешне сходны с кеннелями.
Ниже скачка углефикации распознаются как метабогхеды. На-
званы по местности Богхед в Англии. В Иркутском юрском
угольном бассейне несколько богхедовых пластов дают выход
летучих от 53 до 70%, а в Рурском — до 79%. Во французских
богхедах установлена богатая фауна, в частности рыб.
Обычны кеннельские и богхедовые глинистые сланцы, посте-
пенно переходящие в углисто-глинистые сланцы, когда глини-
стого вещества больше органического. Есть постепенные перехо-
ды к «кеннельскому железняку», в котором преобладает сиде-
рит. В прошлом он разрабатывался как железная руда.
Кённели и богхеды при перегонке дают продукты, сходные
с нефтью.
11.2.3. ГОРЮЧИЕ СЛАНЦЫ
Горючими ископаемыми являются и неорганические по пре-
имущественному составу горные породы — горючие сланцы
(ГС), которыми считаются чаще всего глинистые, карбонатные
или кремневые пелитоморфные горные породы, обогащенные ор-
ганическим, в основном сапропелевым, веществом на 15—40%
или более строго литологически — до 50%. Органическое ве-
щество (ОВ) сланцев обычно называется керогеном, т. е. «воск
рождающим» (с греческого). Так профессор Крум-Броун в
1912 г. предложил называть ОВ в шотландских горючих слан-
цах. ГС называют также битуминозными сланцами, хотя биту-
•моидов в них мало (от долей процента до 2—3%, иногда боль-
ше), и лишь при нагревании до 500 °C они могут давать нефте-
подобную жидкость (сланцевую нефть, или сланцевую смолу),
а основная часть их органического вещества нерастворима в
органических растворителях — это кероген в узком смысле
слова (Голицын, Прокофьева, 1990). В нем повышенные кон-
центрации урана, железа, ванадия, никеля и молибдена (см. ни-
же, 11.2.8).
Мацеральный, или микрокомпонентный, состав ОВ ГС до-
вольно вариабелен: это прежде всего альгинит — остатки
181
планктонных водорослей в виде таломоалъгинита, если оно со-
хранило клеточную структуру, и коллоальгинита — при утра-
те этой структуры и превращении в бесструктурную массу; сор-
бомикстинит — тонкая бесструктурная смесь ОВ с глинистым
веществом, в некоторых сланцах преобладающая; витринит раз-
ной структуры, липтинит, фюзинит и другие микрокомпоненты
углей. М. В,-Голицын и Л. М. Прокофьева (1990) указывают
ОВ неясной природы, условно названное псевдовитринитом и
предположительно образовавшееся из фитобентоса и морской
травы.
Минеральное вещество горючих сланцев микрозернисто и ча-
сто гетерогенно и разнообразно. Обычно преобладающее гли-
нистое вещество, терригенное гидрослюдистое, смектитовое, с
каолинитом, тонкоотмученное или с алевритом. Карбонаты био-
планктоногенные, биодетритовые или хемогенные. В кремневом
веществе нередко преобладают диатомеи. Минеральное и орга-
ническое вещества находятся в тесном, конформном срастании
и, вероятно, взаимно сорбированы. Растительные компоненты
часто ассоциируются с терригенными кварцем, полевыми шпа-
тами, глауконитом, что указывает на его аттритовую, обломоч-
ную природу. Обычны сидерит, пирит и другие сульфиды, ука-
зывающие на восстановительные условия сингенеза и диагенеза.
11.2.4. ОРГАНОФЛЮИДОЛИТЫ
Органофлюидолиты кратко представлены в табл. 11.1 и в
комментарии к ней. Это довольно редкие и еще мало изучен-
ные образования, гетерогенные, имеющие лишь одно общее —
флюидную фазу, обычно вторичную, нередко весьма позднюю,
метаморфогенную. Кроме того, почти всегда или часто в их ге-
незисе участвуют разнофазные реакции и взаимодействия, что
еще больше усложняет их понимание и изучение. Часто помо-
гают эксперименты, в какой-то мере воспроизводящие окисле-
ние, термический химический крекинг и другое фракциониро-
вание. Эти процессы совершаются на разных стадиях лито- и
петрогенеза — от раннего диагенеза до метагенеза и метамор-
физма с температурами до 500 °C и выше. На всех стадиях ОВ
и каустобиолиты отделяют флюиды, которые мигрируют, взаи-
модействуют с другими органическими и неорганическими
флюидами и породами, выделяют, особенно при охлаждении
и окислении, твердую фазу, часто сходную с первичными, ин-
ситными литотипами, становятся цементом песчаников, запол-
няют трещины и другие пустоты, внедряются по напластова-
нию, образуя слойки и линзы, а также конкрециеподобные те-
ла разного размера. От часто сходного витринита отличаются
условиями залегания, отсутствием анатомического строения ра-
стительных остатков, а на низких стадиях изменения — желтым
и оранжевым цветами флуоресценции (Аммосов и др., 1987,
с. 34—35).
182
Наиболее обширна и лучше изучена группа нафтолитов, ко-
торые различаются как нафтолиты асфальтенового и нафтено-
вого рядов, хотя на стадиях мезокатагенеза стираются эти от-
личия. Смолоподобные нафтолиты, образовавшиеся при темпе-
ратуре 100—120 °C, от сходного первичного витринита отлича-
ются более низким показателем отражения. Но с температурой
образования он возрастает, и тогда по ним можно определять
температуры недр. Протокатагенез, т. е. зона несопоставимо-
сти с отражением витринита, представлен в нафтолитах имма-
туритами (лат. «имматурус» — незрелый): асфальтом, гильсо-
нитом и греэмитом (по мере опускания или повышения темпе-
ратуры). Мезокатагенез охарактеризован адультитами (лат.
«адультус» — зрелый) — импсонитами, асфальтитами и аль-
бертитами, а апокатагенез, или метагенез, — антраксолита-
ми: кискеитом, тухтолитом и шунгитом, а по Б. А. Клубову
(1983) — и керитами, по Г. Якубу (1981) — катаимпсонитом.
Мелкие гранулы (2—5 мкм) образуются из газовой фазы.
В них часто развиваются анизотропия и сферолитовое строение,
поэтому он называется графитовым сферолитом, газовым гра-
фитом. Гранулы (1 —10 мкм) развиваются из ранее образован-
ного нафтолита, например в смолоподобном твердом веществе,
выделившемся из мигрировавших флюидов и называемом пе-
ком, при его карбонизации — коксообразования на более позд-
них стадиях. Вероятно, при еще более жестких температурных
условиях (выше 500 °C) образуется пиролитический углерод, в
частности графит. Антрациты в процессе магмоинтрузии, сохра-
няя строение, меняются химически, приближаются к графитам
и приобретают резкую анизотропию.
Шунгит — одна из интересных пород на глубоких стадиях
преобразования, относящаяся к битумолитам (одно время оши-
бочно считавшаяся гумолитом). Но ведь это протерозой! И дан-
ный факт, таким образом, не отодвигает появление высших ра-
стений до уровня 1 млрд лет назад. Пласт шунгита в Карелии
толщиной до 4 м залегает в фтамитах, т. е. в довольно тихо-
- водных отложениях, хотя во вмещающей толще есть и мета-
песчаники. Цвет черный, блеск металловидный, твердость 3,5—
4, плотность 1,84—1,98, крепкий, хрупкий, с раковистым изло-
мом, пелитоморфный и афанитовый, неслоистый, органическое
вещество находится на высокой (антрацитовой и ультраантра-
цитовой) стадии углефикации, содержит 60—70% углерода
(остальное — минеральные примеси), водорода и азота — по
0,04%. Загорается с трудом, пламени не дает.
11.2.5. МЕТОДЫ ИЗУЧЕНИЯ
Большое экономическое и теоретическое значение твердых
каустобиолитов, их сложный состав и строение и трудности изу-
чения находят адекватное отражение в разработанности методи-
183
ки их исследования. Применяются все традиционные литологи-
ческие и геологические методы, как полевые, так и лаборатор-
ные. На них можно не останавливаться. Рассмотрим только спе-
цифические методы и варианты обычных литологических, при-
способленные к каустобиолитам.
Основную информацию дают детальнейшее полевое изуче-
ние (сплошное, без пропуска в вертикальном сечении пласта,
включая почву и кровлю), изучение аншлифов — визуальное,
под бинокулярным и поляризационным микроскопами, опреде-
ление отражательной способности витринита, а нередко и дру-
гих компонентов, определение твердости, прочности, химический
анализ и флуоресцентная микроскопия. При этом руководству-
ются стандартами каждой страны.
Полевое макроскопическое изучение пласта угля предусмат-
ривает подразделение его на чистый уголь, нечистый уголь, уг-
листый сланец и пустую породу. Выделяют только слои, тол-
щина которых превышает 10 мм, что определяется детальностью
масштаба колонки или разреза: при масштабе 1 : 10 слой в
10 мм будет изображен «исчезающе малой» полоской в 1 мм.
Так решается первая задача — дать представление об общей
структуре пласта, но для понимания его природы составляют
колонки масштаба 1 :5 и выделяют в них литотипы углей и не-
угольных пород, а рядом — колонки основных неугольных
минералов (кварц, глина, анкерит и пирит и т. д.) и
микролитотипов. Минимальная мощность для прослоев вит-
рена, дюрена и фюзена во многих странах принимается в 3 мм.
Более тонкие не выделяются, а включаются в другие литотипы.
Отбираются штуфы для изготовления непрерывной серии ан-
шлифов. В другом варианте допускаются интервалы между ан-
шлифами в 1—5 см, но более предпочтительно не связываться
такой жесткой сеткой опробования, а отбирать на аншлифы
кусочки по литотипам. При этом основным уровнем детализа-
ции и основной структурной единицей считается микролитотип
(а не мацерал, не микрокомпонент), поскольку он находится
в прямой зависимости от фации.
Из множества лабораторных методов центральными явля-
ются микроскопические — изучение в простом (с конденсором
темного поля или без него, под бинокуляром), поляризованном,
ультрафиолетовом и инфракрасном свете. Определяют форму,
размер, анатомическое строение тканей растений, степень их ге-
лификации и витринизации, расположение и взаимоотношение
компонентов (подсчитывают их содержание), цвет, прозрач-
ность, показатель отражения микрокомпонентов, особенно вит-
ринита, в воздушной среде и при иммерсии в масло, величину
оптической анизотропии, показатель светопреломления, микро-
рельеф компонентов, микротвердость, микрохрупкность; прово-
дят флуоресцентное изучение и микрохимические анализы,
устанавливающие присутствие целлюлозы, суберина, кутина,
выявляется устойчивость ОВ к сильным окислителям (травле-
,184
ние) и к разным растворителям (Аммосов и др., 1987, с. 11 —
18).
Сначала угли изучали в проходящем свете, но из-за непроз-
рачности многих компонентов углей потребовалось изготавли-
вать все более тонкие шлифы, а это очень сложно. В настоя-
щее время максимальная допустимая толщина прозрачных шли-
фов углей 0,01—0,012 мм (10—12 мкм), а для антрацитов — не
толще 0,001 мм (1 мкм), что уже в 30 раз тоньше нормально-
го шлифа для горных пород. Кроме того, по прозрачным шли-
фам количественные мацеральные анализы получаются менее
точными, так как к непрозрачному инертиниту относят инерто-
детриниты и другие малопрозрачные компоненты, и его коли-
чество завышается. Поэтому с развитием метода аншлифов,
особенно с 1932 г., когда X. Хоффман и А. Еникер опублико-
вали свое открытие прямой зависимости отражательной способ-
ности витринита (7?и) от степени метаморфизма углей, изуче-
ние в проходящем свете стало отодвигаться на второй план.
Но и сейчас тонкие шлифы используют, например по методу
3. В. Ергольской (1939), для определения степени изменения
ископаемых углей по цвету оболочек спор, кутикулы и смоля-
ных телец.
Изучение полированных аншлифов в отраженном свете име-
ет много преимуществ перед методом прозрачных шлифов: в
них различаются все детали строения микрокомпонентов и уг-
ля в целом, определяются их состав, микротвердость, микро-
хрупкость, показатели преломления, величина оптической анизо-
тропии и, самое главное, показатель отражения различных
микрокомпонентов, а также проводятся флуоресцентный и дру-
гие анализы. У метода большие возможности для подсчета ком-
понентов и других количественных оценок. Поэтому он стал
основным рабочим методом в углепетрографии. Аншлифы, не
покрытые стеклом, изучаются в воздушной среде (определение
отражательной способности в воздухе — Ra), но большей ча-
стью их покрывают различными иммерсионными жидкостями,
например глицерином, касторовым маслом, йодистым метиле-
ном и др. Используют бинокулярный микроскоп для отражен-
ного света с иммерсионными объективами 25—50-кратного уве-
личения и окулярами 8—10-й кратности. По ГОСТу 12113-83
показатели отражения определяются в монохроматическом све-
те с длиной волны 546 нм.
Методика основана на сравнении двух показателей отраже-
ния витринита — в воздушной среде (Ra) и в иммерсионном
масле (7?о) с величиной преломления 1,515—1,520 при темпе-
ратуре 20—25°C. Неоднородность витринита и технические фак-
торы заставляют измерять показатели отражения в 100 точках
и по рефлектограмме — графику распределения — находить
среднее значение /?Ср. Определение RQ может производиться при
очень больших (в 300 раз и более) увеличениях и по очень ма-
лым компонентам, но этот параметр вариабелен, и на него вли-
185
яют многие случайные факторы. Величины Ra меньше подвер-
жены их влиянию, более стабильны, но целесообразно произво-
дить определения на объектах крупнее 20 мкм (0,02 мм). Ra
выражают в промилле (%о), a Ro — в процентах (%), по от-
ношению к отражению стандарта (тяжелые стекла определен-
ных марок, лейкосапфир, алмаз и др.). Величины Ra и Ro свя-
Ж n / W1-1 2 n / Ni-N2 ..
заны формулами Ra = ----------| и Ro = -------- , где А! и
\ Ni + 1 / \ Ni + /V2 )
N2 — показатели преломления витринита и иммерсионного мас-
ла. По последнему и Rq можно вычислить Ra и наоборот.
Теория и техника измерений отражательной способности и
интерпретация ее показателей описаны (Аммосов и др., 1987,
гл. 10; Штах и др., 1978, гл. 4). Шлифы изготовляют не только
из целых кусочков угля, но и из специально приготовленных
брикетов, для которых уголь измельчается до 1 мм (при этом1
фракция меньше 0,6 мм не должна превышать 5—10%). Из-
мельченный уголь разделяют в жидкости с плотностью 1,9 г/см3
(смесь бензола и четыреххлорного углерода). Шлиф и аншлиф
изготовляют из всплывшей угольной фракции (при надобно-
сти — и из осевшей на дно). Для цементации используют мо-
номерную силиконовую смолу в соотношении с углем 1 : 1 или
лучше 1 :2. Аншлифы из брикетов позволяют получить среднюю
пробу из больших штуфов или всего пласта. Они дополняют
аншлифы из целых кусков. По аншлифам из брикетов можно
строже сравнивать пласты и даже разные месторождения и бас-
сейны.
Определение отражательной способности витринита связало
пропорциональной зависимостью многие другие параметры пре-
образований ОВ и минерального вещества вмещающих пород,
а также процессы и продукты литогенеза на всех постседимен-
тационных стадиях: типы (марки) углей, выход летучих
(Vdaf, %), углерода (Cdaf, %), или углефикацию, выход водо-
рода (/fdaf, %), теплоту сгорания (Qsdaf, МДж/кг), толщину
пластического слоя (У, мм), температуру и глубину недр
(табл. 11.2, 11.3; рис. 11.1, 11.2), что позволило подвести ком-
плексную и количественную основу под выделение стадий и
подстадий литогенеза. Все это дает в руки геологов не только
рабочий метод прогноза качества твердых и жидких горючих
ископаемых, их размещения, но и метод геотектонического и
стадиально-литологического анализов и восстановления исто-
рии формирования стратисферы и первичного состава расти-
тельности и ее эволюции во времени.
Флуоресцентный метод с 1936 г., когда он был впервые при-
менен при микроскопических исследованиях угля, сильно раз-
вился и стал одним из основных рабочих методов решения на-
учных и практических задач: диагностики микрокомпонентов,
их химического состава и степени метаморфизма. Метод осно-
ван на фиксации в флуоресцентном микроскопе возбужденно-
отраженного света, определении его спектра и фотографирова-
186
Таблица 11.2
Сопоставление шкал региональных палеотемператур, литофикации
(литификации) и катагенеза (Аммосов, и др., 1987, с. 20)
Стадии литофикации и их обозначений Прогноз лалеотем- ператур, °C, по ИГиРГИ, 1941 г. Показатель отраже- ния витринита, 1958 г. Этапы катагенеза
буквами цифрами, 1941 г. да. “До До, % МГУ, 1975 г. СНИИГГиМС, 1980 г.
Б 0 75 — 90 — 100— 68— 70— 72— 0,45— 0,5— 0,55— ПК МК! ПК
д I 115— 125— 135— 74— 76— 78— 0,59 0,64 0,70— MKi
г II 145— 155— 165— 175— SO- 82— 84— 86— 0,76— 0,83— 0,90— 0,97— мк2
Ж III ISO- 185— 190— 195— 200— 205— 89— go- 92— 93— 95— 1,09— 1,12— 1,22— 1,27— 1,37— МКз мкл МКз
к IV 210— 215— 220— 225— 96— 99— 101- ЮЗ— 1,42— 1,56— 1,66— - 1,76— мк5 МКз
ОС V 230— 235— 106— 109— 1,92 2,10—
т VI 115— 2,45— АКГ AKi
нии. Облучение производится чаще всего длинноволновым уль-
трафиолетовым или синим светом. Разные микрофоссилии и
микрокомпоненты, неодинаковые по исходному материалу и
степени преобразования, дают различные цвета флуоресценции
и разную интенсивность свечения, которое ослабевает с увели-
чением степени углефикации, т. е. обратно пропорционально
отражательной способности, и ниже скачка углефикации (отве-
чает выходу летучих в 28—30%, т. е. температурам около
170 °C, глубине в среднем 4500—4700 м и примерно границе
187
Таблица 11.3
Показатели термогенетических изменений ОВ витринита
(Аммосов и др., 1987, с. 39)
Группа Стадия *а’ °/00 Палеотем- ператуоа, СС ' «0. % кти* ydaf % ’ с« % Флуорес- ценция микроспе- ринита А, нм
Торфяная 55 —50 — 100 — 150 —200' —250 —300 —0,2 —о,з —0,5 — 1,0 — 1,5 —2,0 —2,5 —4,5 —1 —2 —3 —70 —50 -40 —30 —20 -10 —5 —71 —77 —87 —91 —94 —510 —570 —600 —630
Буро- угольная Б 01 58
02 63
03 68
Каменно- угольная д I 73
г II 81
Ж III 89
не люмицссцируют
К IV 95
непрозрачные X
ОС V 104
т VI 112
Антраци- товая А VII 120
VIII 130
IX 145
X 153
* КТИ — коэффициент прозрачности и цвет микроспоринита.
стадий Ж и К) полностью исчезает. Поэтому метод особенно
эффективен для бурых углей и каменных низких степеней пре-
образования. По убыванию интенсивности (/) свечения микро-
компоненты распределяются в ряд экзинит — альгинит — спо-
ринит и другие липтиниты — гуминит — витринит низкомета-
морфизованный. Начальные члены ряда проявляют при облу-
188
чении автолюминёсценцию. Мацералы группы ииертита (фюзи-
нита) не обладают флуоресценцией, а витриниты ее теряют при:
возрастании метаморфизации.
Рис. 11.1. Величина показателя отражения витринита в воздухе (/?о)'
при максимальной современной температуре недр (а) и показатель
отражения витринита в масле (7?0) и температура недр (б) — четкая-
прямая пропорциональная зависимость (Аммосов и др., 1987, с. 38),
Восточное Предкавказье, площади: 1 — Кочубеевская (J]—J2); 2 —
Русский Хутор, Восточно-Сухокумская, Култаевская (Ji—Ki); 3 —
Западное Предкавказье, Темиргоевское (J2-3); 4 — Северный Устюрт,
Чикудук (JA; 5 — Южный Мангышлак, Узень, Аткас. Карамандыбас
(J2); 6 — Южный Мангышлак, площадь Курганбай (J2); б — линии:
1 — ИГиРГИ, 1975, 2 — по Прайсу (1983)
Помимо интенсивности свечения фиксируются максимум’
кривой спектра длин волн (Хмакс), отношение интенсивности
красной и зеленой частей спектра (Q) флуоресценции и аль-
терация — явление положительного (возрастание) или отрица-
тельного (уменьшение) изменения интенсивности флуоресценции
после облучения в течение нескольких минут. Метод разви-
вается.
Химические анализы главной целью имеют определение эле-
ментного состава углей: С, Н, О, S, N, микроэлементов, мине-
ральных примесей, выхода летучих, влажность и т. д., а также
групповой состав.
189
Рис. 11.2. Изменение показателя отражения витринита в воздухе (Ra, %),
выхода летучих веществ — Н2О, СО2 и др. (Vdaf, %), углерода (Cdaf), во-
дорода (Hdaf), теплоты сгорания (Q$dat) и толщины пластического слоя —
меры возможности получения кокса (Y) с глубиной погружения; Б, Д, Г,
Ж и т. д. — марки углей Донецкого бассейна, принятые за наименования
стадий углефикации — метаморфизма (Аммосов и др., 1987, с. 189)
11.2.6. ГЕОЛОГИЯ УГЛЕЙ
11.2.6.1. Угольные пласты. Уголь залегает слоями или пла-
стами почти любой мощности, или толщины, — от миллимет-
ров до сотен метров, т. е. по размеру индивидуальных геоло-
гических тел они соизмеримы с солями, карбонатолитами, гли-
нистыми и обломочными породами. Самый мощный на Земле
пласт бурого угля в 450 м на месторождении Хат-Крик в Ка:
наде, на втором месте — пласт бурого угля в 330 м в Южной
Австралии (штат Виктория, месторождение Латроб-Вэлли),
формировавшийся в течение всего олигоцена. На третье место
претендуют несколько пластов, из которых 200-метровый ка-
менный уголь Экибастуза (Казахстан) может быть наиболее
значителен (Голицын, Голицын, 1989, с. 25), хотя близкой мощ-
ности пласты имеются в Канско-Ачинском, Южно-Якутском, Че-
лябинском и Тунгусском бассейнах, а также в Китае и других
странах. Такие сверхмощные пласты характерны для малопла-
стовых угольных бассейнов; они пригодны для открытой разра-
ботки. Обычно это лимнические, т. е. болотно-озерные, внутри-
континентальные бассейны.
190
В противоположность лимническим паралические (прибреж-
но-морские) бассейны отличаются огромной (до 15 км в Дон-
бассе) мощностью угленосной толщи и многопластовостью: в
Донбассе рабочих пластов до 70, в Кузбассе — до 130. Это в
основном палеозойские, каменноугольные и пермские толщи в
бассейнах (помимо отмеченных): Тунгусском, Таймырском, Ка-
рагандинском, Кизеловском, Печорском, Львовско-Волынском,
Верхнесилезском (Польша), Остравско-Карвинском (Чехия),
Рурском, Аппалачском, Пенсильванском, Синди и Альберта
(Канада), Санта-Катарина (Бразилия), Витбанк (ЮАР), Джа-
рия (Индия), Шаньси (КНР), Новый Южный Уэльс и Боуэн
(Австралия). Толщина пластов достигает метров и первых де-
сятков метров, хотя единичные пласты превышают 100 м.
В Донбассе разрабатываются пласты с минимальной мощ-
ностью 0,3—0,4 м. Основной способ разработки — подзем-
ный.
Пласты угля, столь резко (на 4—5 порядков) отличающие-
ся по толщине, не могут быть одинаковыми по литологической’
однородности. Уже тонкие пласты, в первые дециметры, слага-
ются обычно многими литотипами, смена которых указывает
как на изменение условий накопления органической массы, так
и на длительность их формирования. Изучая анатомию угля
Донбасса, Т. А. Ягубянц (1988) пришел к выводу, что элемен-
тарный угольный пласт, отвечающий одному дельтовому цик-
лу, имеет мощность около 0,2 м, что отвечает толщине торфа
в 2—4 м, если исходить из 10—20-кратного уменьшения, тол-
щины при уплотнении и углефикации. Длительность накопле-
ний такой органической массы могла быть 20 000—40 000 лет,
если принять скорость роста торфяника за 1 мм в год. Тонко-
штриховатые, полосчатые, т. е. тонкослоистые, угли своей тек-
стурой отражают изменение условий накопления растительного'
материала за этот длительный период. В любом, даже внешне'
однородном пласте угля можно при детальном петрографиче-
ском изучении обнаружить его неоднородность в вертикальном,
а также и в горизонтальном направлении. Тем более это от-
носится к мощным пластам.
Выдержанность пластов угля варьирует от десятков мет-
ров до первых сотен километров, и чем толще пласт, тем он бо-
лее выдержан. Однако много и исключений. Так, один из са-
мых мощных пластов бурого угля (330 м) в Латроб-Вэлли (Ав-
стралия) протягивается на 80—90 км, а более тонкие (1 —
2 м) пласты каменного угля в Донбассе прослеживаются на
первые сотни километров. Эти различия определяются обста-
новками торфонакопления, т. е. площадью торфяника (точнее,,
зоны торфяников), формой и протяженностью полосы с соот-
ветствующим ландшафтом. Но был ли это единый торфяник?'
И как совместить изменчивость угля в деталях, на расстояниях
в метры — десятки метров, с такой выдержанностью их пла-
стов?
191
По мощности (толщине) угольные пласты разделяются на
весьма тонкие (<0,5 м), тонкие (0,5—1,3 м), средней мощности
(1,3—3,5 м), мощные (3,5—15 м) и весьма мощные (>15 м).
Площади распространения пластов угля от первых до сотен и
тысяч квадратных километров.
Рис. 11.3. Типы расщепления угольных пластов (Голицын,
Голицын, 1989, с. 34):
1 — уголь, 2 — аргиллит, 3 — алевролит, песчаник
Одна из интереснейших особенностей пластов угля — чет-
кое и наглядное (может быть, из-за контрастности цвета угля
и вмещающих, всегда более светлых пород) выражение доволь-
но общего свойства осадочных слоев — их расщепление и слия-
ние (рис. 11.3). Единый мощный пласт в горизонтальном на-
правлении расчленяется на ряд тонких, постепенно удаляющих-
ся друг от друга, разделяющихся все более мощными глина-
ми и песчаниками, утоняющихся и часто выклинивающихся
(«структура конского хвоста») или снова сливающихся, объеди-
няющихся в единый пласт, того же или иного стратиграфиче-
ского объема по сравнению с расщепленным пластом. При этом
возникает петлеобразная линза вмещающих пород с нескольки
ми пластами угля. Все это опровергает колебательно-тектони-
ческую гипотезу образования циклитов угленосных и других
формаций (Фролов, 1965, 1972, 1984).
11.2.6.2. Цикличность углей и угленосных толщ — практи-
чески обязательная особенность их строения; она многоранго-
вая (Жемчужников, 1948; Жемчужников и др., 1959, 1960;
Фролов, 1965, 1972; и др.). Даже самые простые и маломощные
(0,2 м и меньше) пласты почти всегда ритмичны или, правиль-
нее, цикличны, и эта цикличность субэлементарная, отражаю-
192
щая повышение или пониже-
ние уровня грунтовых вод,
смену засушливых периодов
сильно увлажненными, фазы
меандрирования русел рек
и другие вариации процессов
торфо- и осадконакопления.
Более крупная, элемен-
тарная цикличность в плас-
тах угля, вероятно, соответ-
ствует в среднем 20-санти-
метровым его зонам (по Т. А.
Ягубянцу), отвечающим
дельтовым или аллювиально-
меандровым циклам, за ко-
торые дельтовая протока или
речное русло в пределах
широкой долины или аллю-
виальной равнины приходит
примерно на то же место при
констративности накопле-
ния аллювия (Фролов, 1965,
1972 и др.). Эти элементар-
ные циклиты (ЭЦ) в без-
угольной фации имеют мощ-
ность до 1—5 м, а местами,
вероятно, и до 10 м. Они
слагаются песчаниками,
алевролитами, глинами, име-
ют асимметричное транс-
грессивное, «прогрессивное»
строение — это проциклиты,
и в их кровле залегает пласт
угля или угольная пачка.
Нередки и симметричные
ЭЦ, прорециклиты, в кото-
рых уголь залегает в сере-
дине, а выше он перекрыва-
ется глинами, алевритами,
песчаниками, к которым
иногда приурочиваются изве-
стняки. Это регрессивная
серия литотипов слоев, кото-
рые становятся все более
грубозернистыми вверх по
разрезу вследствие усиления
гидродинамики в авандель-
товой зоне или в другой
мелководно-морской (озер-
Рис. 11.4. Циклит — циклотема пара-
лических, дельтовых отложений осно-
вания средней юры (вален) Дагестана.
р. Рубас-чай:
1 — конглобрекчии глиняные и песча-
никовые; 2 — конгломераты мелкога-
лечные и гравелиты полимиктовые,
дальнего приноса; песчаники: 3 — гру-
бозернистые, 4 — крупнозернистые; 5 —
среднезернистые, 6 — мелко-тонкозер-
нистые; 7 — алевролиты; 8 — глины,
аргиллиты; 9 — уголь; 10 — известняк
ракушниковый песчаный; 11 — гори-
зонты корней растений; 12 — ходы ило-
едов и ихнитолиты (биотурбиты). Ли-
тотипы песчаников (П), глин (Г), гру-
бообломочных пород (Кг), угля (У) и
известняков (И), цифры — номера ли-
тотипов; генетические типы механоген-
ного (М), подводно-элювиального (Э) и
биогенного (Б) рядов: О — обвальные
отложения, РВ — речные выносы —
подводный аллювий, ВТ — вдольбере-
говых течений, В — .волновых, Зл —
заливных, Л — лагунных, Пр — при-
бойных отложений, Их — ихнитолиты,
Пч — почвы, КП — горизонты конден-
сации ^перлювий) и панцирь, БТ — бо-
лотные отложения — торфяник, БР —
банка ракушниковая
7 Зак. 357
193
ной) обстановке (рис. 11.4). Такие циклиты обычно
называются циклотемами, т. е. циклически построенными
телами — многослоями (см. ч. 3, гл. 14), хотя чаще цик-
лотемы имеют более сложное строение и большую (до 20—30,
иногда до 40—50 м) мощность. Их уже трудно считать элемен-
тарными. Они построены по тому же плану (как проциклиты
или прорекциклиты), но пласт углей нередко более мощный,
включающий 2—3 или больше элементарных угольных пластов
либо вообще расщепляющийся на несколько пластов, разде-
ленных пустыми породами. Такие циклотемы правильнее отно-
сить к мезоциклитам.
Циклиты — это парагенезы пород, липтотипов и генети-
ческих типов отложений, т. е. такие многослои, в которых от-
дельные слои тесно связаны друг с другом взаимными перехо-
дами, совместным образованием, а от соседних циклитов от-
делены более резкими границами, свидетельствующими о пере-
рывах или других резких изменениях седиментации.
Помимо ЭЦ (двух-трех рангов) в угленосных толщах вы-
деляются мезоциклиты (если к ним не относить крупные цик-
лотемы) мощностью во многие десятки и первые сотни метров,
отражающие более длительные циклы седиментации и торфо-
накопления, а также макро- и мегациклиты — в объеме под-
свит, свит или серий. После флишевой цикличность угленосных
формаций, особенно паралических, наиболее четкая и правиль-
ная.
Циклиты разного ранга выделяются и в однородных мощ-
ных пластах углей, только они не бросаются в глаза и требуют
пристального внимания, чтобы их увидеть, следует руководст-
воваться призывом Ю. А. Жемчужникова: «Надо мыслить цик-
лами!»
11.2.6.3. Угленосные бассейны (УБ) — крупные участки зем-
ной коры с промышленной угленосностью. УБ весьма разнооб-
разны, и их классификации многочисленны. Так, в распростра-
ненной тектонической классификации Г. А. Иванова все УБ
разделены на платформенные, промежуточные (переходные) и
геосинклинальные, а каждая из этих групп — на ряд подгрупп.
К платформенным отнесены Подмосковный (нижнекаменно-
угольный), Тунгусский (в основном пермский), Иркутский и
Кднско-Ачинский (юрские), к промежуточным — Донецкий
(карбон), Кузнецкий (карбон, пермь), Карагандинский (кар-
бон), Печорский (пермь), к геосинклинальным — месторож-
дения карбона восточного склона Урала. Наиболее богаты уг-
лями УБ первых двух типов, из которых платформенные обыч-
но лимнические малопластовые, с одиночными или малочис-
ленными мощными (до 330—450 м) пластами углей, чаще всего
бурыми, пригодными для открытой разработки карьерами. УБ
промежуточного типа многопластовые, угли обычно каменные,
в том числе и наиболее ценные коксовые, толщи многокиломет-
ровые, паралические. Промежуточные УБ лучше называть мио-
194
геосинклинальными, а «геосин кливальные» — эвгеосинклиналь-
ными.
Угольные бассейны и месторождения классифицируются и
по сложности тектонического строения. Выделяются четыре
группы (Голицын, Голицын, 1989, с. 35—37): 1) простые с го-
ризонтальным залеганием пород и редкими разрывами (Под-
московный, Канско-Ачинский и другие УБ); 2) относительно
сложные с наклонным залеганием пород и с разрывными на-
рушениями (Карагандинский и другие УБ); 3) сложные со
складчатым залеганием пород и многочисленными разрывами
(Донецкий и другие УБ) и 4) очень сложные со сложносклад-
чатым строением и интенсивной разрывной тектоникой, напри-
мер Кузнецкий УБ.
11.2.6.4. Распространение углей. Первые на Земле угли из
остатков наземной растительности встречены в КНР, они име-
ют кембрийский возраст. В России известны углепроявления в
силуре. Первые промышленные месторождения появляются в де-
воне, это барзасситы на Барзасском месторождении востока
Кузбасса. Они происходят из остатков псилофитов. Но эти ме-
сторождения невелики и пока не имеют практического значе-
ния. Настоящий расцвет или даже взрыв углеобразования. на-
чинается с каменноугольного периода и завершается в перми.
Триас отмечен только Челябинским бассейном и некоторыми
другими небольшими месторождениями (табл. 11.4). Второй
Таблица 11.4
Распределение мировых ресурсов угля по возрасту
(%; из Голицына, Голицына, 1989, с. 45)
Континент Период
карбоно- вый пермский триасовый юрский меловой третичный
Мир 20,5 26,8 0,1 16,3 20,5 15,8
Европа 62,8 18,6 0,01 0,3 0,1 18,2
Азия 17,1 39,8 0,02 28,0 10,3 4,8
С. Америка 17,6 0,6 0,02 0,2 47,3 34,3
Ю. Америка 14,7 — — — 21,3 64,0
Африка 0,1 94,7 2,2 2,2 0,4 0,4
Австралия и Океа- — 40,5 1,7 0,6 0,6 56,6
НИЯ
цикл начинается с юры и продолжается, с некоторыми затуха-
ниями, до настоящего времени; он обозначен гигантскими пло-
щадями торфяников, особенно в Северном полушарии, в при-
арктических зонах, а также в тропических мангровых и других
влажных ландшафтах Земли.
Угольные месторождения встречаются на всех материках,
но распределены неравномерно (см. 11.2.8).
7
195
Распределение углей по времени и по континентам — важ-
ный и надежный показатель палеогеографических и палеотек-
тонических режимов и обстановок. Вся мезозойская эра в Ев-
ропе практически пуста углями, что связано с великими транс-
грессиями (юра, мел) и с аридным климатом. Общая низкая
угленосность триасовых отложений связана с господством арид-
ного типа литогенеза.
11.2.7. ПРОИСХОЖДЕНИЕ УГЛЕЙ И ГОРЮЧИХ СЛАНЦЕВ
Основные стороны происхождения углей и горючих слан-
цев ясны: они биогенны в прямом смысле слова и «привязаны»
к континентам, точнее, к суше, хотя формировались и в морских
обстановках, но прибереговых. Только горючие сланцы более
оторваны от суши, они формируются и в достаточно глубоко-
водных условиях, хотя месторождения таких сланцев мелки.
11.2.7.1. Источник вещества очевиден: остатки наземных
растений, поставлявшие главный, арконовый по составу мате-
риал, а также водоросли — исходное вещество сапропелитов
и горючих сланцев. Ткани растений поставляют целлюлозу, ге-
мицеллюлозу, лигнин, белки, жиры, воски и смолы, пектиновые
вещества, пентозаны, гексозаны и некоторые другие. По мас-
се в растениях первое место принадлежит целлюлозе, второе —
лигнину (см. рис. 11.8). Целлюлоза, или клетчатка, образует
стенку клетки и относится к углеводам с формулой [Сб(Н2О5)]п.
Целлюлозу инкрустирует более стойкий лигнин. Клетчатка
сравнительно легко гидролизуется.
В протоплазму клетки входят белковые вещества, сосредото-
чивающиеся главным образом в живых частях растений — кам-
биальных клетках, листьях и т. п. В белках значительно содер-
жание азота, серы, фосфора, т. е. биофильных элементов. Эле-
ментный состав белков (%): С=50—55, Н=6,5—7,2, N=15,2—
19,2, S=0,3—2,4, 0=20,0—23,7, Р — следы. Содержание белков
в древесных, как и вообще в высших, растениях незначительно,
но в микроводорослях их 20—30%, а в бактериях — до 90%.
Жиры — сложные эфиры глицерина и высших жирных кис-
лот, на которые они распадаются при гидролизе (омылении),
причем глицерин вымывается водой, а жирные кислоты под-
вергаются дальнейшим превращениям. Высшие растения бед-
ны жирами (они концентрируются главным образом в семенах
и спорах), а низшие — богаты. Водоросли содержат 20% жи-
ра состава (%): С=76—79, Н=11—13 и 0=10—12. Бактерии,
грибки, плесени, водоросли способны при пониженном притоке
воздуха превращать углеводы в жиры.
Воски — липиды, являющиеся смесью сложных эфиров одно-
атомных (обычно насыщенных алифатических) спиртов и выс-
ших жирных кислот, химически инертные и гидрофобные и по-
этому приуроченные к защитно-покровным тканям, а смолы —
смеси смоляных эфиров, резиновых кислот и других сложных
196
органических соединений и служащие как бы пластырем расте-
ний. В восках С=80—82% и Н=13—14%, а в смолах C=7S
(янтарь) — 85% (копалы), Н=9—12%, 0=5—14%, S=0,5%.
К воскам близки кутин, самый стойкий компонент, пропиты-
вающий наружный слой эпидермиса и образующий кутикулу,
суберин — вещество пробковой ткани — и экзина спор и:
пыльцы.
Пектиновые вещества, содержащиеся в живых зеленых тка-
нях, молодом камбии и плодах, довольно устойчивы биохими-
чески и участвуют в образовании гуминовых кислот.
Бурые и каменные угли — это в основном смеси гумусовых:
веществ с керогеном и небольшим содержанием битумов (вос-
ков и др.) и карбоидов или фюзена. ОВ гумусового типа
Н. Б. Вассоевич предложил называть арканами, состоящими в;
основном из конденсированных аренов — ароматических УВ об-
щей формулы С«Н2л-р (р=6, 12, 14, 18, 20, 24, 28, 30, 36), со-
держащих циклы с ароматическими связями. Элементный со-
став (табл. 11.5, 11.6) меняется в зависимости от исходного ра-
* Таблица 11.5
Стадии преобразования органического вещества растений
(Голицын, Голицын, 1989, с. 31)
Вещество, стадия и ее индекс Содержание, % Удельная те- плота сгора- ния сухого беззольного вещества, МДж/кг
углерод водород кислород
Древесина 50 6 44 19
Торф 60 6 34 23
Бурый уголь Б 70 5 25 30
Каменный уголь
Длиннопламенный Д 81 5,5 13,5 32
Г азовый г 84 5 11 34
Жирный ж 88 5 7 35
Коксовый к 89 5 11 35
Отощенный спекающийся 0 92 4 4 36
Тощий т 93 4 3 36
Антрацит А 96 2 2 35
стительного вещества и степени углефикации (в %): С=60 (в
торфе) — 96 (в антраците) и 100 (в графите); Н = 6,5—2; 0=
=34—2; N=3—1 (в гумусовых его больше, чем в сапропеле-
вых); S=2 — доли процента (вредная примесь); Р=0,01—1
(вредная примесь).
Растения-углеобразователи сильно эволюционировали в ис-
тории Земли. В девоне это были в основном невысокие псило-
фиты, в карбоне — древесные лепидодендроны (плауновые),
папоротники и каламиты (хвощи), а в конце периода, в связи
с аридизацией — голосемянные кордаиты, близкие к современ-
ным хвойным, достигшие расцвета в перми, особенно в Азии,
197
Таблица 11.6
Элементарный состав угля и нефти
(Голицын, Голицын, 1989, с. 92), %
Каустобиолит — сырье Углерод Водород Сера
Нефть 84—87 11—15 0,1—3 и более
Бурый уголь (Канско-Ачинский бассейн) 70—74 4,6—5,2 0,2—0,7
Каменный уголь (Кузнецкий бассейн) 80—84 5,4—5,7 0,5—0,6
«Угольная» нефть из бурого угля 84—87 11 — 13 0,3—0,8
«Угольная» нефть из каменного угля 84—87 11 — 13 0,3—0,9
Австралии и Северной Америке. В юре — расцвет голосемян-
ных — гинкговых и саговых; появление араукарий и секвой,
произрастающих и ныне. В меловом периоде углеобразователя-
ми стали покрытосемянные, из которых в палеогене появились
деревья с опадающей листвой — предки современных берез,
осин, ольхи и др. Современные низинные торфяники формиру-
ются из остатков берез, ольхи, ели, ивы, хвоща, папоротника,
тростника, осоки, мхов (гипновых и сфагновых), а верховые —
еще из сосны, лиственницы, вереска, пушицы, мхов. В тропиче-
ских зонах торф формируется из разнообразных мангровых и
иных деревьев и кустарников. Различают торфа лесные, лесо-
топяные и топяные, а по составу растений — сфагновые, осо-
ковые, сосновые, березовые и т. д.
11.2.7.2. Способ образования, так же как и состав растений,
определяет многие качества углей и других твердых каустобио-
литов. Различают способы первичного накопления органической
массы и его преобразование в постседиментационных стадиях.
Господствующие автохтонные угли формируются на месте
произрастания углеобразователей, что устанавливается по кор-
ням в почве пластов, стволам деревьев в вертикальном положе-
нии, особым кучерявым текстурам и постепенному переходу поч-
вы в угли. Это выражается обычно в малой зольности угля.
Реже угли аллохтонные — образующиеся из перемещенных
(до десятков километров) деревьев и их фрагментов. Обычно
они загрязнены силикатной обломочной примесью, маломощ-
ны и экономически не интересны. Между этими крайними гене-
тическими типами есть переходы, например в результате ме-
стной или «внутренней аллохтонии» — перемещения фитофраг-
ментов внутри болота или озера — формируются «гемиавто-
хтонные», или полуавтохтонные, угли, и это сразу отражается
на их повышенной зольности и строении.
Скорости роста торфяников большие — 0,5—2 мм/год, при-
чем верховые торфяники растут несколько быстрее низинных.
В тропической влажной зоне скорость роста в 2—3 раза боль-
ше, например на о. Калимантан — 3—4 мм/год, т. е. 1 м за
300—400 лет.
198
Торф со временем сильно уплотняется, скорость и величину
уплотнения можно подсчитать по степени сжатия по сравнению
с несжимающимися ранними минеральными конкрециями или
склеротинитовыми тельцами. Лесной торф уплотняется меньше
(в 7—10 раз до достижения стадии каменных углей), а тро-
стниковый, или гиттия (сапропель), — до 20 раз. Часто при-
нимают соотношение 6:3:1 между мощностями торфа (очевид-
но, достаточно зрелого, в значительной степени самоуплотнив-
шегося), мягкого бурого угля и каменного угля (Штах и др.,.
1978, с. 30—31). Определение скорости роста торфяной массы
историко-геологическим методом дает близкую величину —
1 мм/год. Так, возраст большинства торфяных залежей евро-
пейской части России и Западной Сибири 10—12 тыс. лет (вре-
мя освобождения от ледника), а мощность торфяников — 10 м
и больше (Голицын, Голицын, 1989, с. 26). На местах сверх-
мощных пластов угля торфонакопление непрерывно длилось и
течение 1—3 млн лет или больше. Это означает, что общая
мощность торфяной залежи достигала 1—3 км, хотя в дейст-
вительности она никогда такой не была, так как происходило
ее непрерывное уплотнение. Э. Штах и др. (1978, с. 32) приво-
дят практически такие же цифры, полученные по мягким, бу-
рым углям эоцена месторождения Гейзельталь (восточная
часть ФРГ): 1 м за 1—2 тыс. лет. Для каменных углей ими
же принимается скорость 1 м за 6—9 тыс. лет.
После седиментации в торфе, обычно в анаэробных услови-
ях, под воздействием бактерий и других многочисленных микро-
организмов происходит глубокое преобразование растительной
массы по типу как открытой системы (сингенез), так и сущест-
венно закрытой системы (диагенез). В результате биохимиче-
ских изменений из лигнино-целлюлозных тканей образуются гу-
миновые кислоты (гумификация), которые переходят в колло-
идное состояние — гели (гелификация), впоследствии затвер-
девающие и образующие витринит. Отдача, в результате отжи-
ма и самоуплотнения, воды и газов (СО2, СН4 и др.) приводит
к сокращению объема, мощности и обогащению углеродом фи-
тофрагментов. Торф переходит в бурый уголь, а диагенез сме-
няется катагенезом.
На стадиях катагенеза биохимические процессы сменяются
физцко-химическими, а главными факторами становятся темпе-
ратура и давление. В течение десятков и сотен миллионов лет
совершаются медленные, но глубокие структурно-молекулярные
изменения вещества угля — углефикация, т. е. «метаморфизм»
угля. Поскольку это в основном не метаморфизм в современном
узком (строгом) смысле (см. гл. 3, стадиальный анализ), а
лишь преобразования на стадиях катагенеза и метагенеза, т. е.
еще в рамках литогенеза, правильнее трактовать как «углеме-
таморфизм» или «ранний метаморфизм погружения», совершаю-
щийся как «региональный метаморфизм». Локально происхо-
дит магмометаморфизм (теплом магматического очага), приво-
199
дящий к появлению на контакте с магмой кокса и графита. Ди-
намометаморфизм больше портит уголь, чем созидает его.
При углефикации, фактически созидающей основные типы
углей, увеличиваются отражательная способность, плотность,
крепость, содержание углерода, оптическая анизотропия, тепло-
та сгорания и уменьшаются выход летучих, влажность, порис-
тость, разнообразие химических типов, люминесценция, содер-
жание веществ, растворимых в КОН, HNO3 и других раство-
рителях (см. рис. 11.1, 11.2; табл. 11.2, 11.3). Изменение этих
параметров и свойств часто происходит скачкообразно, что поз-
воляет наметить границы стадий и подстадий. На стадии бу-
рых углей степень «метаморфизма» характеризуется уменьше-
нием общего содержания влаги (правило Шёрмана): в мягких
бурых углях (лигнитах) на 100 м глубины (мощности) она
уменьшается на 4%, в матовых бурых — на 1, а в блестящих
бурых — на 0,5—0,7% (Штах и др., 1978, с. 56). Уменьшение
влажности помимо отжатия воды происходит и в результате
разрушения гидрофильных функциональных групп — ОН,
СООН (карбоксильная), СН3О (метоксильная), СО (карбо-
нильная группа), а также кольцевого кислорода, и в итоге уве-
личивается содержание С.
На средней стадии бурых углей (твердых бурых) последние
остатки лигнина и целлюлозы переходят в гумусовые вещест-
ва, а гуминовые кислоты конденсируются, их молекулы увели-
чиваются, теряют кислотные свойства и образуют нераствори-
мые в щелочах гумины. Это примерно совпадает с границей
бурых и каменных углей, и граница, таким образом, намечает-
ся сравнительно просто: гуминовые кислоты растворяются (это
еще бурые угли), а гумины не растворяются в КОН. Выход же
летучих (главным образом СО2, воды и метана — из метоксиль-
ных групп в лигнине) на стадии бурых углей меняется мало.
Граница матовых и блестящих бурых углей обозначена скач-
ком петрографических свойств: бурые угли вследствие гелефи-
кации (витринизации), т. е. химических изменений, становят-
ся черными и глянцевыми (блестящими), похожими на камен-
ные, но отличаются от них по физико-химическим свойствам.
Углефикация каменных углей на ранних стадиях (при вы-
соком — >30% Vdaf — выходе летучих) идет, как и у бурых
углей: уменьшается содержание влаги, увеличивается содержа-
ние С и теплоты сгорания (см. рис. 11.1). Перелом наступает
при выходе летучих <30% (<29%) и до 10%: содержание С
практически не увеличивается, как и теплота сгорания (она
вскоре даже начинает уменьшаться), и только выход летучих
сильно и линейно меняется (уменьшается), обозначая прогрес-
сирующую углефикацию. В эти стадии летучие образуются в
основном преобразованиями неароматических фракций угля,
поскольку удаляются алифатические и алициклические (см.
11.3) группы и увеличивается степень ароматизации гумусовых
комплексов (химическая углефикация). Новый перелом насту-
200
пает на границе полуантрацитов и антрацитов и на протяже-
нии последней: снижается темп уменьшения выхода летучих (с
10 до 5%), снова увеличивается содержание С, хотя и не рез-
ко, продолжает линейно уменьшаться выход Н, заметно сни-
жается теплота сгорания и резко возрастает отражательная
способность витринита, а также оптическая анизотропия за счет
упорядочения ориентировки молекул (физико-структурная уг-
лефикация под влиянием давления).
На стадии коксовых (точнее, коксующихся) углей (С=
87—89%) многие свойства достигают максимальных или мини-
мальных значений. На стадиях Д, Г, ПЖ и К теряется большая
часть О — за счет высвобождения богатых кислородом СО2 и
воды, и общий выход летучих все еще большой (>30—40%).
На ранней стадии углефикации (температуры 20—50 °C) те-
ряется практически только вода; при 30—70° высвобождается
(из остатков лигнина) небольшое количество метана; при 70—
100 °C уходит СО2, СО и высшие углеводороды и при 160—
200 °C выделяется большое количество метана, когда общий
выход летучих <29%. Почти одновременно удаляется и азот
в больших количествах.
Основная причина углефикации — рост температуры. Дей-
ствует «закон Хильта»: степень метаморфизма углей увеличи-
вается с глубиной (т. е. с ростом температуры), и градиент сте-
пени метаморфизма зависит от геотермического градиента (и
обратно пропорционально — от теплопроводности пород). Дав-
ление в основном, видимо, замедляет химические реакции при
углефикации, в частности мешает оттоку летучих. Оно лишь
способствует упорядочению молекул и росту анизотропии, что
можно назвать «физико-структурной углефикацией». Темпера-
тура, необходимая для превращения углей в антрациты, види-
мо, не достигается (или достигается редко) при обычном по-
гружении слоев на глубины свыше 10 км (температурный гра-
диент 3—4°С/100 м). Все чаще устанавливается (Япаскурт,.
1989 и др.), что дополнительное тепло давали скрытые интру-
зии, например массив Брамше, обнаруженный в северо-запад-
ной части ФРГ геофизиками: он дал необходимую температуру
300 °C — и антрациты в карбоне и нижнем мелу возникли над
ним на глубине, всего 2—3 км. В третичных осадках Верхне-
рейнского грабена на «горячих» участках с геотермическим
градиентом в 7—8°С/100 м стадия каменных углей достигается
уже на глубине 1500 м, а на «холодных» (4°С/100 м) — лишь
на глубине 2600 м (Штах и др., 1978, с. 64). Для образования
каменных углей достаточна температура 100—150°C, т. е. за-
метно более низкая, чем устанавливаемая в экспериментах, иба
температура, необходимая для выделения газов (что способ-
ствует усилению метаморфизма), ниже при более медленном
нагревании (влияние времени).
На всех стадиях преобразования ОВ выделяются газовые
и жидкие флюиды, которые мигрируют в направлении уменьше-
201
ния давления, взаимодействуют друг с другом и с силикатным
веществом, окисляются, полимеризируются, выделяют твердую
фазу, остающуюся в виде жил, цемента и послойных концент-
раций. Это органофлюидолиты, и в них устанавливаются прак-
тически все стадии углефикации.
Таким образом, подтверждается гипотеза М. В. Ломоносо-
ва, высказанная им сначала в 1763 г. («Слои земные»), а по-
том в 1778 г. и получившая широкое признание как теория пре-
вращений'. торф, бурый и каменный уголь и антрацит произо-
шли из одного и того же исходного материала — растительных
остатков и являются разными стадиями их превращения; уголь
образуется из торфа путем его обугливания без доступа кис-
лорода в условиях присутствия влаги, давления вышележащих
слоев и повышенной температуры. Это подтверждено как гео-
логическими фактами, так и экспериментами.
Способ образования сапропелитов и горючих сланцев в ос-
новном планктоногенный', исходными являются тела фито-, от-
части зоопланктона с тем или иным (в ордовикских дцктионе-
мовых сланцах значительным — до 30%) количеством аттри-
та высших растений, снижающих содержание водорода — наи-
более калорийного элемента. Сланцы образуются также и поч-
ти автохтонно — из крупных тел водорослей подводных лугов,
т. е. из фитобентоса.
Постседиментационное преобразование пелагена (достиг-
ших дна озера или моря тел планктонных организмов) повто-
ряет в общих чертах син- и диагенетические процессы макро-
фитогена при образовании торфов и бурых углей. На стадии
ила в анаэробных или в слабоокислительных условиях преоб-
разование осуществляют личинки насекомых, черви, моллюски
и микроорганизмы, а в более глубоких слоях — в основном
бактерии, которые начинают погибать при температуре +80 °C.
Биохимическое преобразование сменяется химическим и физико-
химическим, сформировавшийся кероген (нерастворимое ОВ)
начинает преобразовываться под действием температуры и дав-
ления. В отличие от ОВ углей кероген ГС содержит большое
количество алифатических, т. е. открытых, не замкнутых в коль-
ца, цепей углерода и водорода, и на стадиях жирных и коксо-
вых углей (когда сильно меняется и внутренняя структура уг-
лей) они разрываются, расщепляются с выделением большого
количества газовых и жидких углеводородов (УВ), мигрирую-
щих в вышележащие слои, в которых образуют месторождения
нефти и газа. Оставшаяся на месте органика, лишенная боль-
шей части летучих и обогащенная углеродом, становится поч-
ти неотличимой от угольной высоких степеней метаморфизма.
11:2.7.3. Условия формирования твердых каустобиолитов
(КБ) разнообразны. Они накапливаются на всем фациальном
профиле от высокогорий (торфяники у снеговой линии) до
впадин на дне океанов и во всех климатических зонах, за ис-
ключением полярных. Если рассматривать условия по типам
202
КБ, то фациальный профиль сужается. Наиболее широк он у
горючих сланцев, и начинается в озерах на суше как в гумид-
ных, так и в аридных зонах, включает долины рек, дельты, а за*
канчивается в морях и океанах, во всех батиметрических об-
становках: прибереговых лагунных, заливных, эстуариевых, за-
падинно-шельфовых, батиальных и абиссальных. Не избавлены
от горючих сланцев и кратерные озера. Угли же связаны прак-
тически только с сушей, хотя и распространяются на приберего-
вую, лагунно-дельтовую зону моря или озерных водоемов;
(Крашенинников, 1957; Тимофеев, 1970, 1972, 1973; и др.), и
почти не характерны для аридных зон. В целом каустобиоли-
тов це бывает без воды, влаги, так как вода — основное ус-
ловие фитобиоса. Поэтому не кажется неожиданным правило:
чем более влажный климат, тем больше каустобиолитов уголь-
ного ряда. При этом основную роль играет не общее абсолют-
ное количество выпадающих осадков, а соотношение его с ис-
парением. В тундровой зоне формируются мощные торфяные
на фоне невысоких норм осадков, ибо малое испарение при низ-
ких годовых температурах создает условия почти сплошного
заболачивания не только низин, но и водоразделов и склонов.
Наиболее благоприятен аккумулятивный плоский рельеф —г
аллювиальные равнины, дельты, приморские мангровые пояса
и т. д. Поэтому благоприятны лишь нисходящие тектонические
движения — опускания. Скорость их может быть почти любая,
за исключение весьма быстрого погружения: рост растительной
массы способен компенсировать и быстрые опускания, так как
наращивание торфяника идет до миллиметров в год.
Возможны три соотношения: 1) рост торфяника опережает
его опускание — часть торфа «сгорает» — фюзенизируется вы-
ше уровня грунтовых вод, что особенно характерно для
платформ; 2) скорости их одинаковы — формируются сверх-
мощные, нередко весьма однородные пласты (в перикратонных
или внутриматериковых условиях) и 3) рост торфяника не успе-
вает за скоростью опускания, поэтому они часто затапливают-
ся, формируются мощные многопластовые паралические толщи
(Донбасс, юра Дагестана и др.) с ясным циклическим строе-
нием, образующиеся в основном по механизму седиментации в
дельте Миссисипи (Фролов, 1972). Речные долины в инстратив-
ной или пестративной фазах малоблагоприятны для углеобра-
зования, хотя линзы углей обычны. Из современных обстановок
наиболее благоприятны для торфообразования Западная Си-
бирь, бассейны Амазонки, Ганга и Брахмапутры, Флай (Новая
Гвинея) и др.
Общее условие накопления ОВ для всех типов каустобиоли-
тов — анаэробная среда в осадке или торфянике, предохраня-
ющая от медленного сгорания — гниения и сохраняющая орга-
нику для гумификации или битуминизации. На суше бескисло-
родные условия обеспечиваются совпадением уровня стоячих
грунтовых вод с поверхностью Земли, т. е. заболачиванием, а в
203
водоемах — их застойностью. Все это порождает восстанови-
тельные условия в первичных накоплениях органической мас-
сы — до —200—300 мВ или еще ниже. С кислородным режи-
мом связано не только сохранение или разрушение органики,
но и развитие бактерий, низших грибов и других микроорга-
низмов, перерабатывающих ОВ в том или ином направлении.
При достатке кислорода оно дезинтегрируется и разлагается
(превращаясь в СО2, воду и другие удаляющиеся флюидц)
обычно без твердого остатка или с его небольшим количест-
вом (смола и другие липтиниты и инертиты).
При гниении в условиях некоторой недостаточности кисло-
рода аэробные бактерии и низшие грибы образуют гумусовые
вещества с низким содержанием Н, позже превращающиеся в
оксифюзинит и макринит. При еще большем дефиците кислоро-
да происходит торфообразование, в результате которого в ос-
новном из лигнина образуются гуминовые кислоты (гумифика-
ция), при углефикации на более поздних стадиях дающее вит-
ринит. В полностью восстановительной среде происходит бро-
жение (метановое, водородное, масляное или иное) анаэробны-
ми бактериями, отнимающими кислород у вещества и, таким
образом, обогащающими его водородом, — это битумуниты и
витриниты со слабой отражательной способностью — состав-
ные части сапропеля и сапропелитов. Их флюидные дериваты
позже дают нефть. Во всех этих превращениях наименее стой-
кой в анаэробных условиях оказывается целлюлоза (в живых
растениях она отличается большой стойкостью к бактериям), и
большая ее часть, разлагаясь бактериями, исчезает для угле-
образования, а остающаяся превращается в витрен и другие
компоненты. Торф обогащается лигнином и продуктами его
превращений. Белки, полностью разлагающиеся в аэробных ус-
ловиях (на газы и аминокислоты), в анаэробных дают гуми-
новые вещества и жиры; последние минеральными кислотами и
щелочами омыляются, превращаются в жирные кислоты и со-
храняются. Смолы, несмотря на стойкость, теряя эфиры, твер-
деют, полимеризуются, становятся еще более стойкими, нера<
створимыми. Экзотический пример их — янтарь.
Кислотность торфа и сапропеля влияет на жизнедеятельность
бактерий и таким образом также управляет преобразованием.
Их pH варьирует от 3,3 (в верховых, особенно в сфагнумовых,
болотах) до 8,1 (в мангровых болотах Флориды с аридным
климатом). Торф низинных болот имеет pH 4,8—6,5, а верхо-
вых — 3.3—4,6. Влияет и субстрат: на песчаных почвах Север-
ной Америки кислотность выше (pH 4,5-ь 6,5), чем в торфе на
глинистых илах болот поймы р. Миссисипи (pH 6,5—7,5). Торф,
испытывающий влияние моря, имеет pH выше, реакция часто
щелочная.
В щелочных условиях действуют бактерии, разрушающие
лигнин, торф обогащается кдетчаткой, которая превращается в
студенистое пектинообразное вещество, оказывающееся более
204
стойким к дальнейшему микробиологическому превращению,
чем сама клетчатка. В кислых условиях, наоборот, разрушает-
ся клетчатка и накапливаются лигнин и продукты его превра-
щений: в конечном итоге — витринит. Многие бактерии лучше
развиваются в нейтральной или слабощелочной среде (pH 7,0—
7,5). Чем кислее торф, тем меньше в нем бактерий, и флора
становится все более специализированной. Только низшие гри-
бы, обитающие в самом верхнем слое торфа (до глубины при-
мерно 0,4 м), хорошо переносят низкие pH (около 4,0). С глу-
биной количество бактерий уменьшается, ослабевает и зату-
хает и микробиологический фактор преобразования органики.
Анаэробные бактерии обитают до глубины 10 м. С глубиной
уменьшается кислотность и несколько возрастает pH.
В торфах действуют и серобактерии, восстанавливающие
сульфаты до серы, и "сульфиды образуются в них только жиз-
недеятельностью бактерий. Хотя сера мобилизуется и из расти-
тельного и животного протеина, преимущественно бактериаль-
ного, количество сульфидов может служить показателем влия-
ния моря, сульфатный ион воды которого в основном и связы-
вается в молекулах сульфидов.
Температура поверхности торфа и ила играет важную роль
при первичном разложении ОВ. Чем она выше, тем обильнее
мир микроорганизмов, более активны бактерии и быстрее хи-
мические процессы. Оптимальная температура для бактерий,
разлагающих целлюлозу, 35—40 °C. На юге Флориды зарегист-
рирована температура торфа 24—28 °C. Торф лесных болот на
Суматре можно продавить через льняную ткань (Штах и др.,
1978, с. 50) — так сильно разрушены растительные остатки.
Наоборот, последние лучше сохраняются в торфах умеренных
и холодных зон.
Питание торфяников веществами, необходимыми для разви-
тия жизни, — органическими и минеральными, кислородом,
азотом, фосфором, кальцием, калием, серой и др. — позволяет
различать болота эвтрофные (с обильным питанием), мезо- и
олиготрофные (со средним и бедным питанием). Низинные бо-
лота, питающиеся подземными водами, обычно эвтрофны, а вер-
ховые — олиготрофны, так как вода в них в основном атмо-
сферная. Обильное питание способствует пышному развитию
растительности и микроорганизмов, быстрому приращению ор-
ганической массы и ее глубокому преобразованию. Олиготроф-
ный торф весьма кислый (pH 3,5—4,0), с мало преобразован-
ными фитофрагментами, но с очень малой минеральной при-
месью. Это ясно указывает на связь зольности с обильным
питанием, осуществляемым обычно подземным или поверхност-
ным стоком в болотной области пой уклон зеркала грунтовых
вод. На юге Флориды закартированы сходные поверхностные
стоки в районе оз. Окичоби: с севера на юг, к морю, через тро-
стниковые болота со скоростью 30 м/ч при уклоне 3 см/км про-
текают «травяные реки», разносящие питательные вещества
205
одновременно с минеральной примесью — будущей долой. По-
вышенный приток кислорода способствует усиленному образо-
ванию гуминовой кислоты, которая снижает pH до 4,5—3,5.
Поступление азота и минеральных солей благоприятствует жиз-
недеятельности бактерий, а они создают много протеина (парал-
лельно с разложением целлюлозы и гемицеллюлозы), продукты
распада которого позже соединяются в гумусовые вещества с
бактериальной «меткой» — повышенным содержанием азота,
делающего эти вещества более устойчивыми.
Условия седиментации сапропелевых осадков имеют отли-
чия, которые в общих чертах читателю можно представить са-
мому, отчасти по аналогии с торфяниками. Естественно, pH
этих илов часто выше 7, особенно в карбонатных и в целом
морских осадках. В горючих сланцах отмечен и глауконит, ка-
залось бы, запрещенный для них минерал.
На условиях постседиментационного преобразования можно
не останавливаться: они представлены при описании способов
гумификации и углефикации (см. 11.2.7.2) и сингенеза в дан-
ном разделе.
11.2.8. ТЕОРЕТИЧЕСКОЕ И ПРАКТИЧЕСКОЕ
ЗНАЧЕНИЕ УГЛЕЙ
Угли и горячие сланцы — «живые» документы биосферы,
историю которой нельзя восстановить без них. По раститель-
ным остаткам восстанавливается история развития флоры на
Земле, а вместе с минеральными биолитами (карбонатными,
кремневыми, фосфатными) — развитие жизни, атмосферы, гид-
росферы и стратисферы. Кроме того, они чуткие геохимические
показатели условий на поверхности Земли и в ее недрах: кли-
мата, температура, Eh, pH, концентрации солей и элементов,
глубины погружения слоев в недра и т. д. Автотрофные живые
организмы породили кислородную атмосферу и почти освобо-
дили ее от СО2 и тем самым создали оптимальные условия
для развития жизни. Эти новые экзосферные условия не толькд
интенсифицировали биологическую эволюцию, но и коренным
образом изменили и ускорили эволюцию процессов седименто-
и литогенеза и образование большинства полезных ископаемых,
прежде всего каустобиолитов. г
Исключительно велико научно-практическое значение углей
и горючих сланцев: они и их компоненты используются для
периодизации истории Земли, в стратиграфических исследова-
ниях (корреляция разрезов и определение возраста), фациаль-
ном анализе и палеогеографии, в стадиальном анализе — по
отражательной способности витринита и т. д.
Практическое значение твердых каустобиолитов нельзя пе-
реоценить. Это прежде всего основной источник энергии. Лишь
с середины 50-х годов угли уступили первое место нефти, но>
уже наметилась тенденция повторного выхода в лидеры, и та-
206
кая перспектива обеспечена огромными ресурсами угля на Зем-
ле (почти 15 или даже 30 трлн т), на порядок превышающими
ресурсы нефти и газа, вместе взятых (Голицын, Голицын, 1989,
с. 42). При скором сокращении добычи нефти ее заменителем
выступят горючие сланцы (ГС), «общие мировые запасы кото-
рых 450 трлн т» (ООН, 1967), что на порядок больше запасов
угля и нефти (92 млрд т), хотя в это число вошла и преобла-
дающая в их составе неорганическая часть. В ГС содержится
от 26 до 53 трлн т сланцевой смолы (по разным подсчетам;
Голицын, Прокофьева, 1990, с. 15), если за нижний предел со-
держания смолы принимать 4% (а верхний достигает 35% —
в кукерситах Прибалтики и в месторождении Глен-Девис в
Австралии). Больше половины (53%) ресурсов ГС сосредото-
чено в США, особенно в самом богатом бассейне Грин-Ривер
(Скалистые горы). Только из угля, если он будет добыт весь,
можно построить куб (рис. 11.5) с ребром в 21 км (объем бо-
j
Рис. 11.5. Ресурсы и добыча угля в
мире (журнал «Курьер ЮНЕСКО»,
из Голицына, Голицына, 1989, с. 43).
Большой куб, вырезанный слева (вы-
сотой 13,5 км), соответствует коли-
честву угля, необходимого для удов-
летворения всей предполагаемой по-
требности в нем до 205'0 г. Малый
кубик (высотой 1,8 км), вырезанный
вверху справа, представляет все се-
годняшнее энергопотребление, в пере-
счете на угольный эквивалент
лее 10 тыс. км3), что почти в 3 раза выше Эвереста (Голицын,
Голицын, 1989, с. 42). Ресурсы каменных углей подсчитаны до
глубины 1800 м (иногда до 2000 м), бурых — 600, лигнитов —
300 м.
Ресурсы угля (табл. 11.7) распределены неравномерно: 45%
их, или 6,8 трлн т, приурочено к территории СССР (1-е ме-
сто); 26% (3,6 трлн т) — США (2-е место) и 10% (1,5 трлн
т) — КНР (3-е место; см. 11.2.6.4). Ресурсами ископаемых уг-
лей располагают 75 стран. Почти все ресурсы угля (91%) со-
средоточены в Северном полушарии — Азии (8,1 трлн т, или
54%), Северной Америке (4,2 трлн т, или 28%) и Европе
(1,3 трлн т, или 9%).
Из 2900 известных угольных бассейнов и самостоятельных
месторождений 7 являются гигантскими (с ресурсами свыше
0,5 трлн т): Тунгусский, Ленский, Кузнецкий, Канско-Ачинский,
207
Таблица II.7
Ресурсы и разведанные запасы угля в мире, млрд т
(Труды 27-й сессии МГК, 1984; из Голицына, Голицына, 1989, с. 44)
Мир, континенты, страны Общие ресурсы Разведанные запасы
всего в том числе всего в том числе
каменные бурые камен- ные бурые
Мир 14810 9440 5370 1239 808 431
Континенты: Европа 1 347 1020 327 317 231 86
Азия 8 072 5876 2196 345 233 112
Америка 4 263 1548 2715 422 226 196
Африка 341 337 4 72 71 1
Австралия и Океания 787 659 128 83 47 36
Основные страны: СССР 6 806 4649 2157 281 171 ПО
США 3 600 1286 2313 397 214 183
КНР 1 465 1425 40 102 99 3
Австралия 783 659 124 83 48 35
Канада 582 .207 375 16 6 10
ФРГ 287 227 60 84 44 40
Великобритания 190 189 1 90 90 —
Польша 174 151 23 25 22 3
Индия 115 112 3 23 21 2
Ботсвана 100 100 — 7 7 —
Таймырский, Айма-Амазона (Бразилия), Аппалачский (США).
Четыре бассейна имеют ресурсы 500—200 млрд т: Нижнерейн-
ско-Вестфальский (ФРГ), Донецкий, Печорский и Иллинойский
(США). Из общих ресурсов в 14,8 трлн т 9,4 трлн т (60%)
приходится на долю каменных углей и 5,4 трлн т (40%) — на
долю бурых (Голицын, Голицын, 1989, с. 44—45).
Горючие сланцы древнее угля: известны ГС с возрастом
1 млрд лет, а некоторые геологи отодвигают начало сланцеоб-
разования до 3 млрд лет. Они распространены на всех конти-
нентах и образовывались во всех геологических периодах фане-
розоя. Их ресурсы на Земле 1350 трлн т (с содержанием ОВ
более 10%), а подсчитанные запасы — 450 трлн т, и в них за-
ключено 26 трлн т сланцевой смолы (Голицын, Прокофьева,
1990, с. 15). Для сравнения: ресурсы нефти — 400—600 млрд т,
а достоверные запасы — .95 млрд т.
Бассейны-гиганты расположены в Северной и Южной Аме-
рике: Грин-Ривер, Чаттануга, Аппалачский и др. (США), Ира-
ти (Бразилия, 2-е место после Грин-Ривер); в Азии — Оле-
некский; в Европе — Прибалтийский, Волжский, Тимано-Пе-
чорский, Вычегодский, Припятский и др. Добыча ГС ведется
208
только в Эстонии и России (31 млн т) и КНР (45—100 млн т).
Разрабатываются уже полуметровые пласты горючих сланцев.
Обычная их толщина — первые метры (кукерситы силура При-
балтики — до 3,4 м, ордовикские диктионемовые сланцы там
же — до 7—9 м), реже — десятки метров, а в Китае на место-
рождении Фушунь — до 180 м (к тому же они лежат на ги-
гантском пласте угля в 140 м). Самый крупный сланценосный
бассейн — Грин-Ривер (штаты Колорадо, Юта, Вайоминг За-
пада США), сосредоточивший половину мировых запасов, с
пластами до 40 м, залегающими в 600-метровой сланцевой тол-
ще. Большинство сланцев накапливались в озерах и лагунах.
ГС используются как топливо по крайней мере с 1694 г.
Как источник энергии они надежда человечества. Теплота сго-
рания их от 4—5 до 20—25 МДж/кг (Голицын, Прокофьева,
1990, с. 7). По теплоте сгорания (более 15 мДж/кг), выходу
смолы (до 25—30%), малой сернистости (менее 1%), низким
зольности и влажности лучшие в мире — прибалтийские ку-
керситы. Ограничивают сжигание сланцев их сернистость, до-
стигающая 10% (отравление природы серной кислотой), и вы-
сокие зольность и влажность (до 30%). Сланцы — ценное хи-
мическое сырье, особенно из-за большого содержания фенолов,
трудно получаемых из нефти. Диктионемовые сланцы Прибал-
тики интересны содержанием молибдена, ванадия, серебра,
свинца, меди и других редких и рассеянных элементов (Голи-
цын, Прокофьева, 1990, с. 25 и др.).
Уголь добывается с древнейших времен, в Европе с XII в.,
в нашей стране — с XVIII в., когда при Петре I начались раз-
работки в Донецком и Подмосковсном бассейнах. В настоящее
время добыча ведется подземным и открытым способами, т. е.
шахтами и карьерами. Общая добыча в мире за 1950—1985 гг.
выросла с 1810 до 4391 млн т, а к 2000 г. вырастет, вероятно,
до 5700 млн т. В СССР за это время добывалось 261 (1950 г.)
и 726 млн т (1985 г.), в США — 508 и 807, в КНР — 43 и
848 млн т (1-е место; 2-е — США). Добыча наиболее ценных,
коксующихся углей в мире увеличилась с 473 млн т в 1953 г.
до 630 млн т в 1980 г., а к 2000 г. достигнет 700—800 млн т в
год (Голицын, Голицын, 1989, с. 69).
При использовании углей и ГС для получения тепла и элек-
троэнергии в ТЭС важны влажность зольность (Аа %),
удельная теплота сгорания (Qdal/^r>K/Kr), содержание серы, вы-
ход летучих (и Z содержание водорода (по ), а для получе-
ния кокса — спекаемость, коксуемость (свойство угля при на-
гревании без доступа воздуха переходить в пластическое состо-
яние и образовывать пористый остаток — кокс), обычно выра-
жаемые толщиной пластического слоя в мм (К), содержание
вредной примеси фосфора. При использовании углей для полу-
чения жидких и газовых продуктов большое значение имеет со-
держание Н, а также выход летучих. Часто уголь предвари-
209»
тельно обогащают, поэтому имеют значение свойство обогащае-
мости и твердость.
Влажность угля снижает его качество как топлива, так как
надо тратить энергию на удаление воды. В бурых углях ее
15—60%, в каменных — 4—15%. Зольность варьирует от пер-
вых процентов до 60%: в углях Донецкого, Кузнецкого и Кан-
ско-Ачинского бассейнов она равна 10—15%, Карагандинско-
го — 15—30, Экибастузского — 30—60%. Важно знать и состав
золы, ее плавкость, влияющие на выбор режима сжигания. Кало-
рийность, или удельная теплота сгорания, — важнейшая ха-
рактеристика топлива: у бурых углей она 25—30, у камен-
ных — 30—35 МДж/кг. Важно определять и низшую теплоту
сгорания рабочего топлива: у бурых углей она 6—15, у камен-
ных — 10—30 МДж/кг. Наибольшей теплотой сгорания обла-
дают спекающиеся угли Донецкого, Кузнецкого и Южно-Якут-
ского бассейнов (Голицын, Голицын, 1989, с. 19). Сера — вред-
ная примесь, так как при сжигании угля она образует серни-
стый газ, отравляющий природу сернокислотными дождями.
В углях большинства бассейнов ее мало (около 1%), но в не-
которых углях Донецкого, Подмосковного, Днепровского, Ки-
зеловского бассейнов ее содержание повышается до 3—6 и даже
8—12% (в отдельных месторождениях Иркутского бассейна).
Элементный состав — содержание С, Н, О и N — важнейшая
технологическая характеристика угля. В бурых углях С<75%,
в каменных С>75%, содержание Й=4—8% (для сравнения: в
нефти — 11 —15%). Водород — самый калорийный компонент
топлива. Выход летучих — воды, СО2, метана и др. — варьи-
рует от 37% и более в длиннопламенных и газовых углях до
9—17% в тощих; в коксовых он равен 18—27%. Толщина пла-
стического слоя (в мм) у газовых углей 6—25, у жирных >8,
коксовых жирных >21, коксовых — 14—20, отощенных спекаю-
щихся — 6—13 и у тощих — пластический слой — кокс не об-
разуется (там же, с. 21).
Для получения энергии используются угли всех марок, ГС
и торф, ресурсы которого при 40%-й влажности оцениваются в
341 млрд т (из них около 100 млрд т условного топлива —
ТУТ), в том числе в России — 200 млрд т. Из 220 млн т добы-
ваемого в год торфа на долю России приходится 80%. Добыча
может быть увеличена до 1 млрд т, и запасов хватит на многие
сотни лет. Площади современных торфяников сопоставимы с
размерами гигантских угольных бассейнов, например Тунгус-
ского с Западно-Сибирским — по 1 млн км2. Общая площадь
известных торфяников 5 млн км2, т. е. 3,5% суши. «Торф —
горючее полезное ископаемое, которое образовалось в резуль-
тате неполного распада растений» (Голицын, Голицын, 1989,
с. 161 —162). Он состоит из 50—60% С; 5—6,5% Н; 30—40% О;
1,3% N; 1,5—2,5% S. Теплота сгорания при 40%-й влажности
10—12 МДж/кг. Средняя мощность залежей верхового торфа 3—
5 м (бывает до 8 м и более), низинного и лесного — 1,5—2,0 м.
210
Главная область распространения — к западу от Енисея до се-
вера Скандинавии и Канадских Кордильер. В тропическом по-
ясе торфа значительно меньше. Из 174 млн т, в среднем еже-
годно добываемых в России, только 10% идет на топливо, а
90% — в сельское хозяйство (компост, торфяные подстилки,,
плиты, блоки, горшочки, удобрения).
Области использования углей: сжигание, коксование, полу-
коксование, газификация, гидрогенизация (получение жидкого
топлива, химических продуктов и сырья), экстрагирование би-
тумов, получение технологических антрацитов (карбидов Са,
Si, электродов, термографита, электрокорунда), применение ми-
неральной части (цемент, огнеупоры, удобрения, получение руд
Al, Fe, Mo, Pb, Zn, Ge, Са, Sc). Кокс — высококалорийное ме-
таллургическое топливо серого серебристого цвета с высокой
прочностью, получаемое при нагревании коксующихся углей
до 1000 °C без доступа воздуха и служащее также восстано-
вителем металлов. На кокс идет до 1/4 добываемого угля.
Какова же обеспеченность добычи угля ресурсами и запаса-
ми? Из общих мировых прогнозных ресурсов, по минимальным
подсчетам составляющих почти 15 трлн т, разведанных запасов
более 1,2 трлн т. При уровне добычи 1985 г. — более
4,4 млрд т — они обеспечат добычу на 270 лет, а в России —
на 300 лет и более (запасы около 300 млрд т, добыча с потерями
900 млн т). Приводя эти расчеты, М. В. Голицын и А. М. Голи-
цын (1989, с. 148) сравнивают их с разведанными запасами
нефти (92 млрд т), обеспечивающими современный уровень до-
бычи (около 2,6 млрд/т/год) всего на 30 лет, т. е. на порядок
ниже.
11.3. ЖИДКИЕ И ГАЗОВЫЕ
ГОРЮЧИЕ ИСКОПАЕМЫЕ
Жидкие и газовые горючие ископаемые, или нефть и газ, —
самые важные в настоящее время полезные ископаемые, игра-
ющие решающую роль в экономике и политике государств. Это
своеобразные каустобиолиты, большей частью встречающиеся
не в твердом состоянии. Поэтому отнесение их к «-литам» до-
вольно условно, хотя в принципе правильно. Их чаще всего на-
зывали «битумами», «битумными образованиями», что подчер-
кивало их общее свойство — поведение как битумного вещест-
ва, т. е. растворимость в органических растворителях — хлоро-
форме и спиртобензольной смеси. Узкое понятие «битумы» не
включает углеводородные газы, так как это «жидкие (нефти),
полужидкие (мальта) и твердые их производные (асфальт, ас-
фальтит, озокерит и т. д.)» (Вассоевич, 1981, с. 40). Термин
«битумоиды», обозначающий «углеводородистые вещества, со-
держащиеся в осадках и породах и обладающие способностью,
как и нефть, растворяться в органических растворителях» (там
211
же), по сути, не включает битумы, а только другие битумопо-
добные вещества и потому не является общим. В последнее вре-
мя входит в употребление хороший термин «нафтиды» (Мура-
тов, 1954) — «общее название для нефтей и их природных
дериватов» (там же), постепенно вытесняющий термин «биту-
мы». «Под термином «нафтиды» объединяются природные ор-
ганические'вещества (за исключением ископаемых углей), на-
ходящиеся в недрах в различных физических состояниях: га-
зообразном, жидком, твердом, растворенном или сорбирован-
ном. К ним относятся: углеводородные газы, газоконденсаты,
нефти, природные битумы и газогидраты» (Калинко, 1987, с. 7;
табл. 11.8). Так же понимает нафтиды и Дж. Хант (1982л с. 47).
Т а бтйг и ц а 11.8
Общая характеристика нафтидов
Наименование Физическое состоя- ние Плотность, г/см3 Примечание
в недрах в стандарт- ных усло- виях* в недрах в стандартных условиях*
Углеводородные газы: свободные газооб- разные газооб- разные <0,25 0,0007 растворяются в нефти и воде, сорбируются ми- нералами; раст- воряют нефть
газогидраты твердые газооб- разные 0,8—1,2 разрушаются переходят в газ и воду
Г азоконденсаты газооб- разные жидкие растворены ^0,85
Нефти жидкие жидкие 0,7—0,9 0,8—0,97 растворяются в газе
-Природные би- тумы полутве твер грдые и дые 0,85—2,0 0,965—2,0
* При давлении 0,1 МПа и температуре -|-15гС.
Из нафтидов неправильно исключать «нафтоиды» (Орлов, Ус-
пенский, 1936, с. 130) на том основании, что они могут быть не
нефтяной природы, а часто являются пиробитумами, т. е. из-
влеченными из угольного вещества под влиянием тепла интру-
зий. Решающим является общность их состава и свойств, а не
генезис.
Н. Б. Вассоевич (1981 и др.) развивал практически парал-
лельную систему терминов. Исходный — «кахины» — аббре-
виатура из слов «carbon» — углерод, С (ка) и «hydrogen» —
водород, Н (ха) — синоним «органических соединений», т. е.
углеводородов (УВ) и их производных, поскольку всегда в их
составе есть С и Н. Новое название лишено многозначности
212
слова «органический», употребляемого то в биологическом, то
в химическом, то в переносном смысле. Природные смеси, кахи-
нов в осадках, породах, водах, почвах названы кахитами, ко-
торые, вероятно, можно уподобить минералам, если они рас-
сеяны. Их синоним «органическое вещество» (вероятно, в основ-
ном углеводородное). Кахиты в седиментах, т. е. в осадках и
осадочных породах (=ископаемых осадках), называются седи-
кахитами. Они большей частью выступают как аналоги пород
органического состава, объединяют все каустобиолиты, хотя се-
дикахитами могут называться и рассеянные их компоненты в
других породах.
11.3.1. ХИМИЧЕСКИЙ СОСТАВ
Нафтиды — углеводородные химические вещества в целом
довольно простого и маловариабельного качественного элемент-
ного состава. По числу атомов их основным элементом является
водород — «царь вселенной, самый распространенный в кос-
мосе, составляющий более 70% массы Солнца и звезд, господ-
ствующий в межзвездной среде, преобладающий в живом ве-
ществе биосферы, отличающийся высокой калорийностью; при
сгорании дающий воду и называемый топливом будущего»
(Вассоевич, 1981, с. 11). На втором месте — углерод (по чис-
лу атомов его почти в 2 раза меньше Н) — носитель жизни,
по массе составляющий основную часть нафтидов (табл. 11.9)
и всех каустобиолитов.
Таблица 11.9
Элементный состав нефти, %
Водород (Н) Углерод (С) Гетероэпементы (О, N, S)
весовой атомный весовой атомный весовой атомный
- 12—14,5 60—65 83—87 34—38 0,5—8* 0,1-3
* Весовое содержание за счет серы в сернистых нефтях.
Из гетероэлементов, т. е. других, разных, преобладают кис-
лород, азот, сера, в сумме не часто превышающие 1%, иногда
отсутствующих (О). Из-за них помимо УВ присутствуют и не-
углеводородные соединения, в которых, однако, обычно преоб-
ладают Н и С, что позволяет такие соединения назвать углево-
дородистыми (в отличие от углеводородных, лишенных гетеро-
элементов) .
В составе многих нефтей есть фосфор (до 0,1%), связанный
как с S, так и с Н и С, а также разнообразные микроэлементы:
V, Mo, Вг, Hg (выше кларка в осадочных породах), Zn, Ni, Си,
As, Ag (порядка кларка), Со, Ga, В, Cr, Fe, Мп, Са, Pb, Ba, Be,
213
Sr, Si, Al, Ti, Na, Sn и др. Состав их сходен с микроэлементами
в организмах — еще одно свидетельство органического проис-
хождения нефти (Ботнева, 1987, с. 13). Содержание всех мик-
роэлементов редко превышает 0,02—0,03% от массы нефти.
Таблица 11.10
Элементный состав некоторых нафтидов
Элемент Нефть Асфальт Кероген
С 84,5 84 79
н 13 10 6
S 1,5 3 5
N 0,5 1 2
О 0,5 2 8
Сумма 100 100 100
Преобразование рассеянного органического вещества (керо-
гена) седиментитов выражается (табл. 11.10; Хант, 1982, с. 47)
больше, чем в двухкратном увеличении самого легкого элемен-
та Н (и поэтому обогащенные им нефти самые легкие), некото-
ром увеличении С и значительном уменьшении гетероэлемен-
тов, особенно кислорода (в 16 раз).
Групповой (углеводородный) состав (рис. 11.6), являющий-
ся молекулярным, в отличие от рассмотренного элементного,
более вариабелен и используется для классификации нафтидов
и как технический показатель. УВ нафтидов составляют более
десятка рядов или серий, их можно представить в такой клас-
сификации:
I. Цепочечные, или ациклические, алифатические (жирного
ряда).
1. Насыщенные, или алканы, — С„Н2п+2:
1) нормальные (н-алканы) — цепь без ответвлений, на-
пример гексан (С6Н14) — 6-й член метанового ряда —
это цепь СН3—СН2—СН2—СН2—СН2—СНз;
2) разветвленные (изо-алканы), например 2-метилпентан
СН3
СН3—СН—СН2—СН2—СН3 или СН3—С—СН2—сн,
I I
сн3 сн3
(2,2-диметилбутан).
2. Ненасыщенные (непредельные):
1) олефиновые, или этиленовые, — алкены\
2) ацетиленовые — алкины и др.
II. Циклические.
214
Точка кипения
KepOCUH, ^№AbH0i
топливо
^18
Тяжелый
газойль,
С1д-С25
Смазочное
масло,
^2б~ ^40
Остаток,
> ^40
Бензин,
с4~ Cfo
Содержание 8нефти.о§.%
Рис. 11.6. Химический состав нефти (Хант, 1982, с. 66) — по группам
углеводородов (групповой, или молекулярный, состав) и продукты их
разгонки — температурные фракции (внизу)
1. Циклановые (полиметиленовые, или циклопарафиновые),
или нафтеновые, — CnH2rt, в нефтях чаще всего встреча-
ются пяти- и шестичленные кольца — циклопентан
(С5Н ю) и циклогексан (C6Hi2). Звеньями колец является
метилен (СН2).
2. Ареновые, или ароматические: бензол СбНб, нафталин
СюН8 и т. д.: отношение Н/С убывает от моно- (бензол)
к би-, три-, тетра- и полициклическим.
Гомологический ряд н-алканов называется еще метановым —
по метану СН4, начальному члену ряда, или парафиновым
(нормально-парафиновым) — по одному из высокомолекуляр-
215
ных членов — парафину (лат. parum affinis — «слабое срод-
ство», т. е. химическая инертность, стойкость, в частности не-
способность к реакциям присоединения и полимеризации). Эти
УВ бывают газообразными, жидкими и твердыми. Первые
4 члена ряда — метан, этан (С2Н6), пропан (С3Н8) и бутан
(С4Н10) — газы, так как точки их кипения соответственно-
—161, —89,- —42 и —0,5 °C. Следующие члены от пентана
(С5Н12) до гексадекана (С16Н34) — жидкие, ибо их точки ки-
пения повышаются от 36 °C до сотен градусов. Твердые УВ на-
чинаются от Ci7H36 и выше — это собственно парафины. Раз-
личают нефти беспарафиновые (парафинов <1°/о), слабопара-
финовые (1—2%) и парафиновые (>2°/о). УВ парафинового
ряда — по значению вторые, после нафтеновых, компоненты
нефти. Высокопарафиновые нефти (в небольшом количестве)
содержат парафины с числом атомов С в цепи более 200 (!).
Если в составе нефти встречается примерно 60 парафиновых
структур с прямой цепью, то теоретически могут существовать
миллионы — десятки миллионов разветвленных парафиновых
структур, например в УВ с С25 насчитывается 36 797 588 изо-
меров, т. е. соединений с одинаковой молекулярной формулой.
Не меньшее разнообразие изомеров и у нафтеновых и арома-
тических УВ. Все это показывает, как сложен состав нефтей и
твердых их производных. К настоящему времени идентифици-
ровано около 600 индивидуальных УВ. Многие тысячи более
редких соединений никогда не будут идентифицированы (Хант,
1982 с. 54—55).
Алканы — УВ с открытой цепью и простыми (одинарными)
связями между атомами С, поэтому молекулы могут расти до
сотен атомов С. В легких нефтях (из мезозоя и палеозоя с глу-
бин. 2000 м) содержание алканов поднимается до 70%, а н-ал-
канов — до 50%, и это в основном C2Hi2—С9Н2о. В тяжелых
нефтях с низким содержанием «-алканов максимум на кривой
их распределения приходится на С!8—С2о и выше. Такие «-ал-
каны составляют основную массу парафинов, и они оказывают-
ся менее стойкими, в частности легко окисляются (биодеграда-
ция). По нормальным алканам выше члена ряда с Ci5 вычис-
ляется важный геохимический показатель — коэффициент не-
четкости (К. н.) — отношение удвоенной суммы концентраций
нечетных «-алканов ряда C2n+i к сумме концентраций четных
«-алканов рядов С2п и С2п+2. Самые высокие К. н. характерны
для высших растений (4—7 по С24—С32) и современных осад-
ков (2,5—5,5 по тем же «-алканам). С удревнением РОВ и с
ростом его катагенетических преобразований К. н. снижается
от 3 до 1. Для нефти он близок к 1. Его используют для при-
ближенной оценки нефтегенерационного потенциала РОВ (рас-
сеянного ОВ): если он >1,2 (по Сг4—С32) — РОВ недостаточ-
но зрелое и имеет низкий потенциал.
Изо-алканы концентрируются главным образом в низких
и средних фракциях нефти, и основная масса их представлена
216
метилалканами (УВ с одной короткой боковой цепью) и изо-
преноидными УВ (с несколькими регулярно чередующимися ме-
тильными радикалами в цепи). Изопреноидные УВ, например
фитан (С2оН42) и пристан (Ci9H40), образующиеся за счет де-
струкции хлорофилла (самого распространенного в природе зе-
леного пигмента), и н-алканы средних и высших фракций неф-
тей и битумоидов являются хемофоссилиями, т. е. несущими од-
нозначную родовую метрику — происхождение из липидов и
пигментов живого вещества. Остальные изо- и низкомолекуляр-
ные н-алканы большей частью являются вторичными продук-
тами катагенетических преобразований исходных биологических
молекул с изменением их углеродного скелета.
Ненасыщенные УВ — алкены (СпН2п, с двойной связью ато-
мов С), алкины (с тройной связью) и др. — химически наи-
более активны и поэтому наименее стойкие. Они практически
отсутствуют во всех видах ископаемого ОВ (получаются при
промышленном крекинге нефти), а если встречаются, то это
свидетельствует о техногенном загрязнении или недавнем высо-
котемпературном воздействии (например, вулканическом) на
нефть.
Циклические УВ в своем составе имеют 5- или 6-членные (уг-
леродные) кольца — циклы, на которые замыкаются УВ-цепи
при соответствующих условиях, — это циклопентан и циклогек-
сан (см. выше), а звеньями циклов является метилен СН2,
поэтому их называют нафтеновыми, или просто нафтенами, —
это основные компоненты большинства нефтей. Более совре-
менное название — цикланы (Ц.). Так как атомы С связаны
простыми, одинарными связями, делающими их насыщенными
УВ, они достаточно инертны и к ним применяется название
«алканы» и «парафины», точнее, «циклоалканы», «циклопара-
фины». Общая формула моноциклических цикланов СпН2п, би-
циклических СпН2лг_2, трициклических СяН2п-4 и т. д. Помимо
кольца в структуре цикланов могут присутствовать короткие
прямые цепи групп СН3, С2Н6, С3Н7 и др. Пример — нафтен,
или циклоалкан C8Hi6 — изопропилциклопентан. По плотности,
температуре кипения и показателю преломления Ц. занимают
промежуточное положение между алканами и аренами с тем
же числом атомов С в молекуле.
Ароматические УВ, или арены (А.), с общей формулой
СлН2л-р (р=6, 12, 14, 18, 20, 24, 28, 30, 36) содержат по край-
ней мере одно бензольное кольцо (бензол и его производные —
толуол С7Н8 и др.), а также 2 (нафтанин и его производные),
3 и больше колец. Полициклические А., имеющие по два об-
щих атома С в кольцах, называются конденсированными, а с
отдаленными кольцами, разделенными алкановыми цепями или
другими группами атомов, неконденсированными. А. по физи-
ческим и химическим свойствам существенно отличаются от ал-
канов и цикланов: имеют более высокие плотности (0,8610—
0,8944), показатели преломления (1,414—1,5139), температуры
217
кипения и кристаллизации и др. Они хорошо растворяются в;
воде и других полярных растворителях, но в то же время ядро-
довольно устойчиво и с трудом поддается гидрированию и тер-
мической деструкции. Содержание А. в нефтях 10—20% (3-е ме-
сто, после цикланов и алканов), но в тяжелых фракциях (га-
зойль, смазочные масла и нефтяной остаток) их часто >50%,
наиболее распространены толуол и метаксилен. А. обладают
наиболее высокими октановыми числами, что делает их цен-
ными компонентами в бензиновых смесях. Но многие из них —
сильные канцерогены: 3,4-бензпирен, 3,4-бензфенантрен,:
1,2,3,4-дибензфенантрен. Их много в любом дыме, особенно си-
гаретном, а также в копченных и жаренных на углях продук-
тах. Источники аренов — алифатические карбоновые кислоты
липидов, при полимеризации и поликонденсации на ранних ста-
диях преобразования РОВ приводящие к образованию сложной
трехмерной макромолекулы керогена, содержащей все основные
структуры УВ: алкановые, ареновые и циклановые. Термиче-
ская и термокаталитическая деструкция керогена порождает
смешанные, или гибридные, УВ, среди которых есть и арены.
Отчасти они переходят из первичных, биологических структур
типа каратиноидов и стероидов. Но лигнин с его ареновыми
циклами, по-видимому, не является источником аренов нефтей:
он дает, начало преимущественно гумусовому веществу.
Размер молекул У В исключительно разнообразен: наимень-
ший он у метана (молекулярный вес 16), а один из самых
крупных — у парафинов (молекулярный вес в тысячи единиц).
Это облегчает их разделение по фракциям.
Неуглеводородные (не УВ) соединения, в состав которых
входят N, S и О, делятся на: сернистые — тиолы, сульфиды,
тиофены, бензотиофены; азотистые — пирролы, индолы, пири-
дины, хинолины, карбазолы; кислородные — карбоновые и дру-
гие кислоты как с прямой цепью, так и с циклическим строе-
нием, и фенолы, в которых ОН непосредственно связан с аро-
матическим ядром. Образуются из лигнина, углеводов и дру-
гих ОВ. Несмотря на малое содержание гетероэлементов (см.
табл. 11.9, 11.10), роль их велика, и они сильно меняют свой-
ства ОВ. Неуглеводородных компонентов много в нефтяных
остатках.
УВ разной степени подвергаются в син-, диа-, ката- и ме-
тагенезе изомеризации, полимеризации, деструкции (крекингу),
гидрированию, дегидрированию, диспропорционированию, не го-
воря уже об окислении и других гипергенных превращениях.
При этом они дают много новых, большей частью твердых про-
дуктов, наряду с газовыми и жидкими.
11.3.2. компонентный состав
Выделение.в нефтях масел, смол, асфальтенов и карбоидов
условно называется компонентным анализом, а сами эти веще-
ства—компонентами, вероятно, аналогичными сложным минера-
218
лам, если нефть и другие нафтиды уподоблять горным породам.
Компоненты- определяют характер, качество и диагностические
отличия нафтидов (табл. 11.11; из ВассоевичЭ, 1981, с. 13).
Таблица 11.11
Компонентный состав нафтидов (%)
Нафтид Масла Смолы Асфальте- ны Карбоиды Физическое состояние
Нефти ' 65—100 0—30 0—10 0 жидкие
Мальты 45—65 30—40 5—15 0 полужидкие, вязкие
Асфальты 25—45 30—50 15—40 0 твердые, легко плавятся
Асфальтиты 5—25 5—50 30—90 - 0—10 твердые, плавятся
Масла — светло-желтые до коричневых, жидкие или полу-
жидкие, т. е. наиболее миграционные (подвижные) части
(фракции) битумоидов, растворимые в петролейном эфире и
не адсорбирующиеся из этого раствора силикагелем, состоя-
щие в основном из УВ с температурой кипения выше 200 °C и
незначительной примеси петролейно-эфирных смол, выделяю-
щиеся в технологии нефти как средние и высшие дистиллятные
фракции нефти, а в истории нефти ассоциирующиеся с микро-
нефтью. Сапропелевое РОВ содержит больше масел, чем гуму-
совое. С ростом катагенеза возрастает выход масел из всех ти-
пов РОВ, а на главной фазе нефтеобразования (ГФН) выход
достигает максимума, а затем снижается; эмиграция микронеф-
ти начинает преобладать над ее генерацией. В составе масел из
сапропелевого РОВ преобладают алканоциклановые УВ, а аре-
ны преимущественно моноциклические.
«Смолы — фракция асфальтово-смолистых веществ нефти
или битумоидов, растворимая в УВ нефтей, например петролей-
ном эфире, и адсорбируемая из этого раствора силикагелем и
другими адсорбентами» (Словарь..., 1988), состоящая в основ-
ном из гетероатомных ОВ. Молекулярная масса 500—1000.
Многие смолы образуются при окислении высокомолекулярных
УВ (содержание кислорода в них из всех компонентов нефти
наибольшее) и часто смешиваются с неуглеводородистыми ОВ
с гетероэлементами. Многие асфальты и асфальтиты состоят в
основном из смол. К смолам относится и янтарь. Смолы —
бесструктурные полидисперсные вещества с решающим межмо-
лекулярным взаимодействием, усиливающим вязкость.
«Асфальтены — наиболее высокомолекулярная фракция ас-
фальтово-смолистых веществ битумоидов и нефтей, нераствори-
мая в петролейном эфире» (Словарь..., 1988), в свободном ви-
де — хрупкие вещества черного и бурого цветов с кристалло-
подобной структурой, с относительной молекулярной массой
1000—6000, состоящие в основном из конденсированных арома-
тических ядер с циклическими и ациклическими периферически-
219
ми структурами, включающими гетероэлементы, особенно мно-
го соединений серы. Сингенетичные битумоиды гумусового ти-
па РОВ содержат больше асфальтенов (до 40%), чем битумои-
ды сапропелевого РОВ (до 10—12%).
Карбоиды, — нерастворимые в хлороформе асфальтово-смо-
листые компоненты природных битумов, испытавших термаль-
ный метаморфизм, высшую карбонизацию или глубокое вывет-
ривание, и слагающие антраксолиты (более чем на 95%) —
продукты высшей .карбонизации битумов, кериты (на 10—
95%) — «жильные» или «нефтяные угли» и другие пироби-
тумы.
11.3.3. УГЛЕВОДОРОДНЫЕ ГАЗЫ
Углеводородные, или горючие, газы — метан, этан, пропан
и бутан — имеют огромное промышленное значение, как в ос-
новном положительное, так и отрицательное (взрывы в уголь-
ных шахтах), широко используются как лучшее топливо и
сырье для производства пластмасс, искусственных волокон и
многих других искусственных материалов
«Породообразующим» газом является практически только-
метан СН4, а его гомологи содержатся в нем редко в количе-
стве больше 20%. По этому признаку помимо чисто метановых
различают газы сухие (примесей 1—5%), легкие (5—10%), тя-
желые (10—15%) и весьма тяжелые (>15%). Тяжелые газы
называются также жирными, а содержание в них тяжелых уг-
леводородов (ТУ) называется жирностью. Последняя умень-
шается в направлении миграции газов — происходит дифферен-
циация по весу (массе), а состав газов закрытых пор как бы
фиксирует время закрытия пор. Чем тяжелее в залежах нефти»,
тем легче газы в их газовых шапках (меньше в них ТУ), т. е.
зависимость обратная.
УВ-газы смешиваются с азотом, диоксидом С и сероводоро-
дом — до их преобладания, а также с водородом, содержание
которого редко превышает 30%. Выделяются соответствующие
градации (Калинко, 1987, с. 12) по сернистости — до семи, в
немалой степени из-за ее вредности (отравляет природу и лю-
дей). Классифицируют газы и по содержанию газоконденса-
та — паров жидких УВ, содержание которых в газовой зале-
жи достигает 400—1000 г/м3 (знаменитые месторождения Кара-
чаганакское, Астраханское и Уренгойское), а иногда до 1460—
1700 г/м3. По существу, все газовые залежи являются газокон-
денсатными, тем более что УВ-газы не только растворяются в
нефти, но и сами могут ее растворять — до 1,65 кг/м2, а при
150 °C и 39 МПа — 36 кг. И многие нефтяные залежи в дей-
ствительности нефтегазоконденсатные.
Формы нахождения УВ-газов очень разнообразны — ведь-
это самый подвижный флюид Земли. М. К. Калинко делит их
на свободные, растворенные и сорбированные. В первых раз-
220
личают газы в открытых и закрытых порах. В открытых порах
встречаются не только «обыкновенные газы», но и газогидра-
ты (ГГ) — кристаллические га зово-водные соединения, твер-
дые, похожие на мокрый снег или лед, существующие не толь-
ко при температуре около точки замерзания воды (выше и ни-
же ее), но, в зависимости от давления, и при более высоких
температурах. В расширенной кристаллической решетке воды,,
характерной для льда, содержатся полости с молекулами газа,
главным образом метана. Молекулы воды образуют элементар-
ные ячейки (ЭЯ) двух типов: малая состоит из 46 молекул во-
ды, удерживающих до 8 молекул метана и могущих включать
молекулы H2S, СО2 и С2Н6; крупная ЭЯ состоит из 136 моле-
кул воды и может включать молекулы пропана и изобутана.
Молекулы пентана и н-бутана слишком велики и не могут об-
разовывать гидраты. При полном заполнении ячеек метаном в
1 м3 гидрата при стандартных (обычных) температуре и дав-
лении будет содержаться около 172 м3 метана. Гидраты обра-
зуются даже при заполнении трети всех ячеек — около 60 м3
метана на 1 м3 гидрата. Формула газогидрата при полном за-
полнении структурных ячеек молекулами метана —
СН4-5,75Н2О, т. е. на 1 молекулу метана приходится 6—7 мо-
лекул воды.
При нормальном градиенте давления гидрат метана обра-
зуется под слоем многолетней мерзлоты толщиной около 274 м,
если есть достаточное количество метана. На дне морей он об-
разуется в поверхностных осадках на глубине 335 м при тем-
пературе около 2 °C, а смешанные (по газам) — при более низ-
ком давлении. При 4,4 °C для образования гидратов смешанных
газов (с плотностью 0,6 г/см3) требуется давление 17,6 кг/см2
(абсолютное), а для образования гидрата метана — 42,2 кг/см2
(Хант, 1982, с. 194). В большинстве осадочных бассейнов гид-
раты будут разрушаться при 21—27 °C, так как из-за отстава-
ния роста давление его будет недостаточно на этих глубинах.
Граница зоны гидратообразования проходит на глубине окола
1500 м. Толщина ее для метана — первые сотни метров, а для
газа с плотностью 0,6 г/см2 — около 580 м. Ниже гидраты пре-
вращаются в студенистый ил с избыточным давлением газов
(до 7000 кг/см2 при разрушении гидратов метана в замкнутых
системах), что приводит к глиняным диапирам, грязевым вул-
канам, взрывам и другим явлениям, которыми даже пытаются
объяснить катастрофы в Бермудском треугольнике.
Зона кристаллогазогидратов отмечается скачкообразным
увеличением (например, от 1,85 до 2,69 км/с) скорости сейсми-
ческих волн и даже уменьшением механической скорости про-
ходки при бурении скважин от менее 1 до 5—6 мин/м. Призна-
ком газогидратной зоны является параллельность сейсмических
границ рельефу дна, а не плоскостям напластования. На ниж-
ней границе зоны скорости резко уменьшаются с 3 до 0,5 и да-
же 0,2 км/с, а иногда появляется «яркое пятно», указывающее
221
на присутствие свободного газа ниже зоны гидратов (Хант,
1982, с. 197).
Газогидраты (ГГ) интересны тем, что один и тот же резер-
вуар содержит газа в 6 раз больше в форме гидратов, чем в
свободном состоянии. Но это превышение быстро уменьшается
с глубиной, например на 1200 м глубины оно составило около
1,25 при нормальных гидростатическом градиенте и темпера-
турном 2,7°/100 м. Разработка газогидратных залежей затруд-
няется в связи с превращением ГГ в студенистую массу, по-
вреждающую обсадные трубы.
В коллекторах обычно не хватает воды на переход всего га-
за в ГГ, и поэтому такие залежи двухфазные — газово-газо-
гидратные, и в порах по периферии будет зона ГГ, а в цент-
ре — газ. В полуколлекторах из-за их большой пористости
(>50—60%) воды будет достаточно для перехода всего газа
в ГГ, и тогда такие слои превращаются в лучший флюидо-
упор — покрышку газовых залежей. Может быть, этим объяс-
няется хорошая сохранность залежей в Западной Сибири (Ка-
линко, 1987, с. 22).
Значительно количество газа в закрытых порах — между
зернами и кристаллами и внутри них. Газы растворяются как
в подземных водах, содержащихся в порах и в виде жидких
включений в минералах, так в нефтях и природных битумах.
Это основная форма нахождения газов в земной коре. 10—
15% газов являются сорбированными минеральной частью по-
роды, углистыми частицами (сильные сорбенты) и РОВ. В под-
земных водах литосферы растворены многие сотни триллионов
кубических метров газа. Много их в нефтях — до 600—
•650 м3/м3 (Калинко, 1987, с. 14).
11.3.4. ГАЗОКОНДЕНСАТЫ
Газоконденсаты (ГК) — бесцветные или коричневатые и зе-
леноватые жидкости с плотностью 0,67—0,81 г/см3 с низкой
температурой начала кипения (24—92°C), но в основном со-
стоящие из фракций, выкипающих до 250 °C (реже до 300 °C,
иногда и выше), представленных УВ минимум на 90%, нередко
содержащие силикагелевые смолы (до 3,7%) и другие приме-
си, имеющие молекулярную массу 105—170. В их бензиновых
фракциях преобладают метановые и нафтеновые УВ, редко —
ароматические УВ. Хотя они не образуют самостоятельные
скопления, а содержатся в газо-газоконденсатных и газоконден-
сатно-нефтяных залежах, ГК заслуживают выделения в само-
стоятельную группу нафтидов (Калинко, 1987, с. 24—28), так
как: 1) распространены широко, а чисто газовые залежи —
редкое исключение, 2) переходны между газом и нефтью,
3) ценнейшее нефтехимическое сырье, в некоторых отношениях
превосходящее нефть и газ, и 4) требуется разработка рацио-
нальных методов эксплуатации скважин и пластов из-за опас-
:222
ности закупорки пор. В направлении миграции уменьшается
содержание ГК и «облегчается» его состав, что позволяет про-
гнозировать и восстанавливать условия и пути миграции и ак-
кумуляции флюидов, в частности термобарические условия и
глубины генерации первичных ГК и глубины и время поступле-
ния газа в нефтяную залежь или нефти — в газовую (вторич-
ные ГК).
Для понимания природы ГК решающее значение имеют не-
обычные физические явления, открытые еще в конце XIX в., на-
зывающиеся обратным, или ретроградным, испарением (РИ) и
обратной, или ретроградной, конденсацией (РК): при опреде-
ленных термобарических условиях нефть при повышении дав-
ления растворяется в газе, а при его снижении она снова кон-
денсируется, т. е. выделяется в виде жидкой фазы. Этот обра-
тимый процесс противоположен обычным испарению и кон-
денсации, когда (в изотермических условиях) испарение усили-
вается при понижении давления, а конденсация — при повы-
шении. ГК в недрах образуются в результате РИ жидких и
твердых и неуглеводородных соединений в метане и других га-
зах при повышении давления и температуры выше критических
значений — давлении от 10 до 60 МПа и выше и пластовой
температуре от 60—70 до 140 °C и выше. При изотермическом
снижении давления растворенные компоненты дают жидкость —
конденсат. ГК находятся на глубине от 1000—1500 до 5500—
6000 м. «Чем выше пластовые давление и температура, тем
больше вероятность нахождения в газе конденсата» и «тем он
богаче высокомолекулярными соединениями» (Семенович, 1989,
с. 20). Последние и конденсируются раньше.
11.3.5. НЕФТИ
«Нефтями называют природные горючие гидрофобные бес-
цветные, коричневые, реже зеленоватые, прозрачные и непроз-
рачные жидкости с плотностью 0,75—1,10 г/см3 (в США —
до 1 г/см3, что принято за границу между нефтью и природ-
ным битумом) — смеси и сложные растворы УВ, сернистых,,
азотистых, кислородных, металлоорганических соединений (пор-
фиринов и др.), смолистых, асфальтеновых веществ и приме-
сей элементов серы, свцнца, железа и др.» (Калинко, 1987,
с. 28). Различают легкие (до 0,810 г/см3), средние (0,811 —
0,870), тяжелые (0,870—0,90) и очень тяжелые (>0,900 г/см3).
Одно из важнейших свойств нефтей — способность растворять*
УВ-газы (до 650 м3/м3), поэтому в недрах их плотность мень-
ше: обычно 0,741—0,844 г/см3, но при разгазировании нефтей
возрастает до 0,835—0,884 г/см3. Среднее содержание газа в
нефтях в 50% залежей 26—86 м3/м3, содержание порфирина
достигает 28—30% (месторождения Узень, Колодезное; Калин-
ко, 1987, с. 29). Наличие УВ в нефтях впервые было установле-
223-
но в 1725 г., и к настоящему времени определено свыше .700 ин-
дивидуальных УВ состава Ct—С40.
Нефть (греч. «нафта» — жидкий каустобиолит) и газ из-
вестны с древнейших времен. На берегах Евфрата существовал
нефтяной промысел 6000—4000 лет до н. э., и нефть использова-
ли как топливо, а битумы — в строительном и дорожном де-
ле. В Древнем Египте нефть применяли для бальзамирования,
в Древней Греции — в качестве топлива (Кравцов, 1982,
с. 126). В 600 г. до н.э. Конфуций упомянул о скважинах на
нефть глубиной в сотни метров, хотя часто получали ее как
побочный продукт при бурении на соль (Хант, 1982, с. 16).
И горючий газ использовался для выпаривания соли из рассо-
лов. В Китае было создано буровое оборудование, позволившее
уже в 1132 г. достичь глубины около 1000 м. Около 2000 лет
назад была известна нефть в Сураханах около Баку, а в
XVI в. при Борисе Годунове была привезена в Москву нефть
(«горячая вода густа») с Ухты. В конце XVIII в. на месторож-
дении нефти в Бирме было пробурено свыше 500 скважин и до-
бывалось около 40 000 т нефти ежегодно. В XIX и XX вв. добы-
ча возрастала в геометрической прогрессии (см. 11.3.10).
Параллельно добыче разрабатывались нефтегенетическая
теория и нефтеразведочная геология, в частности теория поис-
ков месторождений (Аксенов и др., 1986; Бакиров и др., 1982;
Брод и др., 1965; Бурлин, 1976, 1981; Бурштар и др., 1979; Вы-
соцкий и др., 1981; Еременко, 1968; Конторович, 1976; Левор-
сен, 1970; Нестеров, 1969 и др., Оленин, 1977; Палеогеографи-
ческий..., 1981; Польстер и др., 1984; Семенович, 1989 и др.;
Соколов, 1980, 1985; Тиссо, Вельте, 1981; Успенская, Таусон,
1972; Хант, 1982; Хайн, 1984; и др.).
Классификации нефтей (Гусева, Соболев, 1979; Калинко,
1987; Карцев, 1978; Семенович, 1989; Семенович и др., 1987;
Петров, 1984; и др.) производятся по составу УВ, примесям и
физическим свойствам. В классификации по первому основа-
нию чаще всего учитывается содержание трех основных клас-
сов УВ: 1) метановых, или парафиновых, т. е. алканов; 2) по-
лиметиленовых, или нафтеновых, т. е. цикланов, и 3) аромати-
ческих — аренов. Гибридные УВ прямо не учитываются, а при-
числяются к аренам, если есть хоть одно ареновое кольцо, или
к цикланам, если в молекуле есть циклановые, но нет ареновых
структур.
Одна из простых — классификация нефтей Грозненского
нефтяного исследовательского института (ГрозНИИ), по кото-
рой выделяется 6 типов: 1) метановые; 2) метаново-нафтено-
вые, 3) нафтеновые, 4) нафтено-метаново-ароматические,
5) нафтеново-ароматические и 6) ароматические (редкие). По
более детальной классификации выделяется 10 типов, из кото-
рых три — простые, а семь — смешанные по групповому соста-
ву УВ: I — метановые, II — нафтеновые, III — ароматические,
или бензольные (в них главного компонента >75%); IV — ме-
.224
таново-нафтеновые, V — нафтеново-метановые, VI — бензоль-
но-нафтеновые, VII — нафтеново-бензольные, VIII — бензоль-
но-метановые, IX — метаново-бензольные и X — . метано-бен-
зольно-нафтеновые, (в типах IV—IX главного компонента, стоя-
щего на 1-м месте, 75—50%, а другого — >25%).
Другие классификации строятся по примесям гетероэлемен-
тов — N, S и О (аналогичны классификации УВ-газов^ см. вы-
ше), по содержанию парафинов, смол, асфальтенов, плотности
(см. выше) и многим химическим и структурным особенностям
УВ, их соотношениям, по числу атомов С в УВ разных групп
и типов. Это имеет не только классификационное, но и генети-
ческое и практическое значение. Поэтому помимо общей, базис-
ной систематики разрабатываются специальные, в том числе и
технологические, классификации (Ботнева, 1987, с. 7—28, гл. 3
и 4; Словарь..., 1980, с. 256—264; и др.). Так, по содержанию
смолисто-асфальтеновых ОВ Т. А. Ботнева выделяет малосмо-
листые. (<10%), смолистые (11—20) и высокосмолистые
(>20%); по содержанию серы (%): малосернистые (<0,5),
сернистые (0,51—2) и высокосернистые (>2); по содержанию
парафина (%): малопарафинистые (<1,5), парафинистые
(1,51—6) и высокопарафинистые (>6) и др. Количество неуг-
левбдородных компонентов, как правило, возрастает от легких
нефтей к тяжелым, а содержание бензиновых фракций падает,
и среди тяжелых нефтей более 20% вообще лишено их. Харак-
терно, что их большая часть залегает на глубинах менее 1 км,
что говорит о их дегазированности и окисленности («гиперген-
ности»), хотя дегазированные встречены и на больших глубинах
(палеодегазация?).
Содержание азота колеблется в небольших пределах, но его
соединений более 50: пиридины, хинолины, производные их и
пирола, индола, карбазолы и порфирины — производные хло-
рофилла. Часты порфирины с никелем и ванадием, содержание
которых возрастает в тяжелых нефтях. Фосфор также связан
с ОВ, и его содержание обычно возрастает с увеличением сер-
нистости. В тяжелых нефтях увеличивается содержание молиб-
дена, бора, урана (со смолистостью), брома, йода и многих
•других элементов.
Хотя нефть нерастворима в воде, но отдельные ОВ нефтей,
в основном из легких, растворимы, и растворимость возрастает
с повышением температуры, достигая 0,445 кг/1000 кг воды
при 162 °C, тогда как при 102 °C она 0,009—0,1 LF-Kr/1000 кг
воды.
Состав и свойства нефтей исключительно изменчивы в про-
странстве и времени (даже в одной залежи), что отражает
сложнейшую историю ее рождения, движения, преобразования
и нахождения. Существуют возможности познания этой исто-
рии.
Об использовании нефти см. 11.3.10, о генетических класси-
фикациях — 11.3.9, а о физических свойствах — 11.3.7.
8 Зак. 357 2 25
11.3.6. ПРИРОДНЫЕ БИТУМЫ
Под названием «природные битумы» (лат. «битум» —
«вспыхивающая смола») — понимается большая группа при-
родных ОВ, образующих с нефтью непрерывные ряды перехо-
дов по составу и генезису, а также и по физическому состоя-
нию (от жидкого к твердому). Многозначный термин «биту-
мы» (Словарь..., 1968) отвечает ОВ с преобладанием смоли-
стых компонентов над масляными, а И. С. Гольдберг (1981,
с. 9—10) дал, может быть, наиболее развернутое определение:
«Битумы — природные органические соединения с первичной
углеводородной основой от высокомолекулярных минералов до
веществ, состоящих из высокомолекулярных углеводородов и
гетероатомных соединений и представляющих собой коллоидаль-
но-дисперсные растворы асфальтенов и смол в углеводородной
масляной фазе».
По элементному составу классы битумов сходны или мало
различаются (Клубов, 1983; Козлов, Токарев, 1957; Орлов, Ус-
пенский, 1936; Преображенский, Саркисян, 1954; и др.). Более
четко разделяются по групповому составу, в первую очередь по
содержанию масел, асфальтенов и карбоидов, и некоторым фи-
зическим свойствам (табл. 11.12, 11.13; из Калинко, 1987,
с. 35—37).
Т аблица 11.12
Классификация природных битумов
Класс Консистенция Плотность, г/см* Температура ппавпения '(размягчения), °C Растворимость в хлороформе Содержа- ние масел, %
Мальты вязкая до твер- дой 0,965—1,0 35-40 полная 40—65
Асфальты вязкая — твер- дая 1,0-1,1 20—100 » 25—40
Асфальтиты твердая 1,05—1,2 180—300 » <25
Кериты > 1,0—1,25 не плавятся слабая и не- растворимы —
Антраксоли- ты очень твердая 1,3—2,0 » нераствори- мы —
Озокериты вязкая и твер- дая 0,85—0,97 50—85 полная 20—85
Мальты — черные густые вязкие нефти варьирующего со-
става, часто богатые кислородом и серой, образующиеся, веро-
ятно, в основном в результате потери нефтями в приповерхност-
ных условиях летучих компонентов, окисления и полимериза-
ции. На этом пути мальты переходят в асфальт. Масел содер-
жится 35-4-65%, асфальтенов — 0,3—40%.
226
Оо ......
*
Таблица 11.13
Состав природных битумов (по В. А. Успенскому, В. Н. Муратову и др., из Калинко, 1987)
Элементный состав, % Групповой состав, %
Класс битумов С Н N S О СМОЛЫ бензольные смолы ёпйрто- бензольные асфальтены карбоиды
Мальты 76,82—87,13 6,10-12,87 0,22—0,82 0,12—9,95 0,16-9,17 5,98—24,50 2,44—18,11 0,3-40 0
Асфальты 76,70—84,42 6,62—11,84 0,28—1,64 0,16-9,67 0,50—12,25 8,36—23,00 5,16—37,03 6,38—50,00 0
Асфальти- ты 74,74—85,78 6,0 —10,86 0,32—12,52 0,25—12,79 0,74—9,09 3,59—19,81 1,11^23,63 43,95-84,76 ' 0
Кериты 76,74—90,36 5,69-9,66 0,28-2,0 0,19—5,67 0,76—12,28 0,11—9,60 0,02—7,6 0,34—74,36 6,94-96,65
Атраксоли- ты 88,54—98,77 0,25—4,50 0,15—1,39 0,31—3,47 1,20—6,78 0 0 а 0
Озокериты 84,5—86,1 13,7—15,3 0,05—0,46 0,13—1,07 1,5 —2,0 следы 0
Оксикери- ты 76,56—85,8 7,61—9,48 0,33—1,8 ' 0,35—7,04 3,11—8,49 1,65—4,62 0,72—6,0 17,05—68,94 15,20—69,89
Элатери- ты* 75—87 10—13 0, —1,8 следы—3,24 0—2,5 0 0 0 0
Альгариты 39—48 6,2—7,4 2,6—7,6 42—52 0 0 0 0 0
Содержание масел 3,23—9,65%.
Асфальты — горные смолы, аморфные, коричнево-черные
и черные, непрозрачные, со смоляным блеском, с твердостью 1»
пахнут битумами, на свече горят коптящим пламенем, являют-
ся продуктом окисления нефтей и мальт и сами могут перехо-
дить в асфальтиты. Масел — 40—25%, а асфальтово-смолистых
компонентов — 10—60, выход бензольного кокса 10—20%. Глу-
боко в недрах асфальты могут давать нефть, пропитывают оса-
дочные породы, образуют жилы, силлы, покрывают коркой-пан-
цирем битумные, или асфальтовые, озера, диаметр которых до-
стигает 600 м (о-ва Тринидад и Барбадос, Венесуэла).
Асфальтиты — высшее звено в ряду мальты — асфальты —
асфальтиты, т. е. полностью или практически полностью'раст-
воримых в хлороформе, бензоле и других аналогичных, органи-
ческих растворителях твердых битумов, отделяющиеся от ас-
фальтов содержанием Масел меньше 25%, состоящие в основ-
ном из асфальтово-смолистых компонентов на 75% и больше,
полигенетичны, делятся на два подкласса — гильсониты и грэе-
миты. Первые дают бензольного кокса 10—30% и содержат
Н=8,5—10,5%, а вторые — соответственно 38—55 и 7—7,5% и
нередко содержат карбоиды до 10—15%, более тяжелые и пла-
вящиеся при более высокой (180—300 °C) температуре. Грэе-
миты образуются в самой верхней зоне гипергенеза (идиоги-
пергенеза, по Н. Б. Вассоевичу), при активном участии Микро-
биоса. Они сближаются с кирами.
Кериты — хрупкие углеподобные битумы, полностью не ра-
створяющиеся в хлороформе (содержат карбоиды, 10—95%),
по составу тяготеющие к нафтоидам, с Н>5%, образуются в
результате метаморфизации битумов на низших (альбертиты)
и высших (импсониты) стадиях. Их называют «жильными уг-
лями», или «нефтяными углями», что отражает не только фор-
му их нахождения, но и промежуточное положение между гу-
молитами и нафтидами, образуют «жировые покровы» у выходов
нефти и обозначают разрушение залежи. Выход бензольного
кокса 55—84%.
Антраксолиты (греч. «антраксос» — уголь) — антрацитопо-
добные битумы высшей степени метаморфизма ОВ, нераствори-
мые в органических растворителях, не плавятся, не дают жид-
ких продуктов разложения, с плотностью 1,3—2,0, твердостью
2—5, с раковистым изломом, блестящие, образуют жилки и
гнезда в интрузивных и эффузивных породах и сланцах, обра-
зуются при контактовом метаморфизме — пиролизе битумов
любых стадий и состава, углей, горючих сланцев, состоящие из
карбойдов и, возможно, свободного углерода, обогащенные ва-
надием и никелем.
Озокериты (греч. «озо» — издаю запах, «керос» — воск) —
горные воска (или «воски»), светло-желтые, до почти черных,
мягкие, пластичные и твердые, хрупкие, иногда волокнистые,
встречаются жилами и пластовыми залежами (силлами), со-
стоят из твердых алканов (от С37 до С53) с примесью жидких
228
масел и смол, возникают при дифференциации высокопарафи-
нистых нефтей и тяжелых газоконденсатов, образуют круцные
месторождения в Ферганской, Западно-Туркменской впадинах,,
в Предкарпатском прогибе и других нефтеносных регионах.. .
Оксикериты — окисленные в субаэральных условиях ас-
фальтовые битумы с неполной растворимостью в органических
растворителях, бурые и черные, хрупкие, рыхлые, землистые, в-
особых типах с содержанием серы до 10—15%.
Альгариты — желтые, бурые, черные землистые, частично-
или полностью растворимые в воде продукты бактериальной Пе-
реработки (биоокисления, или биовыветривания) озокерита -или
парафинистых нефтей, имеющие углеводно-белковую природу,
примыкающие к битумам, но не являющиеся ими, обычно высо-
коазотистые (до 10%). С ними аналогичны по составу (цо не
по генезису) многие современные биогенные образования, на-
пример мумиё — натеки на скалах фекалий грызунов и дру-
гих животных. Название (лат. «algae» — водоросли) стало
чисто условным, не отражающим происхождение.
11.3.7. МЕТОДЫ ИЗУЧЕНИЯ
Химические методы —. основные в изучении нефтей и газов.
Ими выявляются главные особенности их состава: элементный,
групповой, компонентный составы, индивидуальные вещества,
примеси и геохимические параметры. Большой и сложный ар-
сенал методов органической химии, усовершенствованный и раз-
витый геохимиками-нефтяниками, описывается в специальных
руководствах (Галимов, Кодина, 1982; Дроздова, 1977; Конто-
рович, 1976; Корчагина, Четверикова, 1976, 1980; Петров, 1984;
Органогенная..., 1974; и др.). Они комплексируются со многими
физическими методами, имеющими самостоятельное значение и
готовящими материал для химических методов: разделение на
фракции по температурам кипения (см. 11.3.10), плавления,
определение плотности, вязкости, растворимости в УВ и воде и
оптических свойств.
Плотность (объемная масса) — масса вещества в единице
объёма — выражается в кг/м3 или в г/см3, и сильно зависит от
состава, давления и температуры. Плотность нефти определяет-
ся при нормальных давлении (0,102 МПа) и температуре
(20°C): обычно она находится в пределах 0,8—0,9 г/см3. Часто
пользуются величиной относительной плотности — отношением
плотности нефти при 20 °C к плотности воды при 4 °C, это без-
размерная величина обозначается как р204. Плотность нефти
увеличивается снизу вверх (своеобразная инверсия): в пласте
она обычно на 15—20% ниже, чем на поверхности, так как с
увеличением глубины в нефти увеличивается количество раст-
воренных газов: при 20—40 МПа и 80—120°C в 1 м3 нефти
растворяется 100—250 м3 газа. Относительная плотность (ОП)
нефти обычно колеблется в пределах 0,82—0,90, а более легкие
229
или тяжелые нефти редки. Плотность жидких нафтенов возра-
стает пропорционально молекулярной массе {у C5Hi2 ОП равна
0,627, у С16Н34 — 0,775, но у С30Н62 она почти такая же —
0,779), а у твердых — практически не меняется.
Для сравнения полезно знать величины ОП (относительно
воздуха) газа: у метана — 0,555, этана — 1,046, пропана —
1,547, бутана — 2,074, СО2 — 1,519, H2S — 1,176. Абсолютные
значения плотности метана 7,14-10-4, бутана — 25,93-10-4,
СО2 — 19,63 • 10~4 г/см3. Масса 1 м3 воздуха при давлении
0,1 МПа и температуре 0°С равна 1,293 кг.
«Вязкость — свойство жидкостей (газов) оказывать сопро-
тивление сдвигу (перемещению) одного слоя относительно дру-
гого. Сила сопротивления сдвигу пропорциональна градиенту
скорости в направлении нормали к потоку жидкости» (Семено-
вич, 1989, с. 14). Определяют динамическую, кинематическую
и условную вязкость. Динамическая вязкость (ДВ), единицей
измерения которой в системе СИ служит паскаль на секунду
(обычно мПа-с), — это сопротивление, оказываемое жидкостью
при перемещении относительно друг друга двух ее слоев пло-
щадью 1 м2 каждый, находящихся на расстоянии 1 м, со ско-
ростью 1 м/с под действием приложенной силы в 1 Н (динами-
ческая вязкость воды 1 мПа-с). Величина, обратная ДВ, —
текучесть.
Вязкость растет с усложнением структуры молекулы (от ал-
канов к циклоалканам) и понижается с ростом температуры.
Различают нефти с незначительной (в мПа-с) вязкостью (<1),
маловязкие (1—5), с повышенной вязкостью (5—25) и высоко-
вязкие (>25). В недрах вязкость в десятки раз меньшая. Вяз-
кость газов очень мала, например у метана (при давлении
0,1 МПа и температуре 0°С) она около 0,01 мПа-c, т. е. в
100 раз ниже вязкости воды. Вязкость газов увеличивается с
уменьшением молекулярной массы и с увеличением температу-
ры и давления (Семенович, 1989, с. 26).
Определяются температуры кристаллизации, застывания и
вспышки. Чем ниже температура, тем выше скорость зарожде-
ния центров кристаллизации в жидкости, но меньше скорость
роста кристаллов. Это особенно относится к парафинам.
Оптические свойства — способность вращать плоскость по-
ляризации (обычно вправо), люминесцировать, преломлять све-
товые лучи — важные характеристики нефти и нефтепродуктов.
Оптическая активность нефти, открытая русскими учеными в
начале века, интерпретируется еще неоднозначно. Большинство
природных органических соединений обладает ярко выраженной
дисимметрией, и потому они оптически деятельны. Их почти
исключительно правостороннее вращение плоскости поляриза-
ции света многие рассматривают как доказательство органиче-
ского происхождения нефти.
Показатель преломления света нефтепродуктами использует-
ся для контроля за их качеством. Он увеличивается пропор-
230
ционально плотности и росту отношения С/Н, т. е. от алканов к
аренам.
Благодаря простоте и экспрессивности широко применяется
люминесцентный анализ, способный обнаруживать и рассеян-
ные битуминозные вещества. В ультрафиолетовом свете свече-
ние меняется от голубого и синего к желтому и коричневому
при переходе от легких, алкановых нефтей к нафтеновым и
ареновым, тяжелым.
Нефть и природный газ — диэлектрики: сопротивление неф-
ти 1010—1014 Ом-м. Это свойство широко используется в мето-
де каротажных записей, на которых четко выделяются глины,,
всегда насыщенные водой и поэтому хорошо проводящие элект-
рический ток (их удельное сопротивление 1 —10 Ом-м), от неф-
теносных песчаников (15—1000 Ом-м).
«.Растворимость жидких и газовых компонентов и воды друг
в друге — важнейшая их характеристика, определяющая со-
став и фазовое состояние системы... и играет решающую роль в
миграции УВ и других компонентов нефти и газа, формирова-
нии и разрушении их скоплений...» (Семенович и др., 1987».
с. 28). Она растет с повышением давления и снижается с уве-
личением молекулярной массы, плотности, минерализации во-
ды (как растворителя) и температуры (за исключением раст-
ворения в газе). Растворимость газа в нефти, измеряемая в
м3 в 1 м3 или в 1 т, растет с повышением молекулярной
массы газа и уменьшением молекулярной массы и плотности
нефти и уменьшением доли нафтенов и аренов. «Отношение
объема газа к объему или массе добываемой с ним жидкости
называют газовым фактором» (Семенович, 1989, с. 15). В сред-
нем на глубинах около 1200 и 2000 м (давление 21—22 МПа)
растворимость газа порядка 60 и 200 м3/м3 соответственно.
В воде наибольшая растворимость у H2S (4,67 и 1,41 м3/м5
при 0 и 50°С и давлении 0,1 МПа) и СО2 (1,713 и 0,42 м3/м3
при тех же условиях). Растворимость УВ-газов в десятки раз
меньше.
Растворимость нефти в воде низкая, но резко возрастает
при температуре выше 200 °C. Мицеллярная (коллоидная) раст-
воримость УВ в тысячи раз превышает молекулярную (истин-
ную), но требует повышенного (граммы на литр) содержания
жирных, нафтеновых кислот, асфальтено-смолистых веществ и
других мицеллообразователей, которых в пластовых водах
обычно мало (сотые доли грамма на литр). Природные газы
содержат пары воды, жидких и твердых углеводородных и не-
углеводородных компонентов нефти. При обычных для место-
рождений нефти и газа температуре 70—100 °C и давлении
20—30 МПа в 1 м3 газа растворяется 0,4—1,3 кг, а на больших
глубинах — несколько килограммов воды.
В аналитических целях широко используется метод раство-
рения углеводородов в хлороформе, бензоле, спцртр и других
растворителях или их смесях — для последующего раздельно-
231
го определения фракций или экстрактов. При этом помимо
люминесцентного и других обычных анализов широко приме-
няются спектральные и особенно газово-жидкостная хромато-
графия и масс-спектрометрия. Эти методы достаточно «совер:
шенны, чтобы установить сходство или различие между проба-
ми нефти, взятыми из природного резервуара, УВ из материн-
ских пород и нафтидами из поверхностного проявления» (Хант,
1982, с. 553).
' Хроматография, открытая русским ботаником Цветом, —
метод разделения смесей газов, паров и жидкостей за счет
сорбции в динамических условиях — пропускания смеси через
колонну с адсорбентами или иными твердыми и жидкими ве-
ществами, находящимися в стационарном положении. Разли-
чают газовую и жидкостную хроматографию. В последней ста-
ционарной фазой служит силикагель или окись А1, а жидкой —
концентрированный раствор нефти в гексане, вводимый в верх-
нюю часть колонки. Затем последовательно пропускают гексан
(элюирует парафино-нафтеновые фракции и оставляет на ко-
лонке ароматические и гетероциклические соединения), цикло-
гексан, хлороформ, метиловый спирт, мочевину и тиомочевину
(Хант, 1982,. с. 560). Разработаны многие варианты метода. По-
мимо адсорбционной (молекулярной) применяют . ионно-обмен-
ную, осадочную и распределительную хроматографию, а по
форме проведения процесса, помимо колоночной — капилляр-
ную, бумажную и тонкослойную. Выделенные фазы или отдель-
ные УВ определяются другими методами, в частности масс-
спектроскопически.
Масс-спектрометрия (МС) — определение химических со-
единений по их молекулярному весу или массе ионизированных'
фрагментов молекул (для этого пары УВ в масс-спектрометре
бомбардируют электронами) или атомов. Изотопный масс-спек-
трометр (ИМС) действует по тому же принципу, что и обыч-
ный. Им по различиям масс 12СО2 и 13СО2 определяют содер-
жания изотопов С или, в высокоточных ИМС, — непосредствен-
но изотопный состав С и S в СО2 и SO2.
Анализ соотношений изотопов С, S, Н, N, Не, Аг, Хе, и дру-
гих — важнейший метод решения генетических вопросов — ис-
точников вещества, процессов его преобразования и миграции.
•Эти соотношения меняются при испарении, диффузии, термодиф-
фузии и других процессах созревания, миграции и пребывания
в залежи. Изотопные эффекты только начинают изучаться. Но
уже по изотопам серы производится корреляция нефтей и их
производных, определяется их генетический тип, отношение к
вмещающим породам и геологический возраст, поскольку в те-
чение фанерозоя закономерно менялся изотопный состав серы
сульфатов океанических осадков, что отразилось на ее изотоп-
ном составе в захороненном ОВ. Континентальное ОВ относи-
тельно морского обогащено тяжелым С. Изотопный состав С
утяжеляется и при катагенезе, но не меняется при миграции
232
нефти и газа. Утяжеляется он и с ростом плотности — от .га-
зов к нефтям (и от легких фракций к тяжелым) и природным
битумам. По содержанию дейтерия можно судить о возрасте
нафтидов, их генетических связях и глубинах залегания.
Для изучения структуры молекул УВ начинают применять
метод ядерно-магнитного резонанса (ЯМР-спектроскопия), ус-
пешно комплексирующийся с хромато-масс-спектрометрией
(ГЖ-МС) в виде ГЖ-МС-ЯМР-спектроскопии. Для определе-
ния рассеянных элементов применяют атомно-адсорбционные
и нейтронно-активационные методы.
Пробы нефти для этих анализов следует отбирать в стеклян-
ные бутылки или пузырьки, крышки которых изнутри выстланы
алюминиевой фольгой. Пластмассовые . емкости теряют УВ
вследствие их диффузии, а из металлических переходят в про-
бу чужие элементы.
Изучение нефтей начинается с макроскопического описания
цвета, меняющегося от бесцветного через светло-желтый и зеле-,
новатый к коричневому и черному (и непрозрачных нефтям)j
запаха и др. , .. ? '
.Попутно изучаются вмещающие .породы, особенно деталь-
но и целенаправленно коллекторы (пористость, проницаемость
и т. д.), и флюидоупоры покрышек (см. 11.3.8) — по обычной
литологической методике и в модификациях, нацеленных на ре->
шение нефтепромысловых и нефтегенетических задач. Еще бо-
лее широкий комплекс всех геологических, геофизических, лит
тологических и геохимических методов применяется для реше-
ния поисковых и разведочных задач. В нефтяной геологии эф-
фективны и экспериментальные методы, воспроизводящие, в ча*
стности, процессы фракционирования и изменения ОВ и в осо-
бенности УВ, их миграцию и деградацию. Систематичнее и
глубже стал применяться метод генетических типов нефтей
(Ботнева, 1987).
11.3.8. ГЕОЛОГИЯ НАФТИДОВ
Геологические особенности флюидов вообще, нефти и газа
в частности резко отличаются от таковых твердых пород, проч-
но «привязанных» к месту своего образования. Флюиды скап-
ливаются почти всегда не на месте своего рождения, а переме-
щаются из нефтематеринских свит в ловушки на расстояния
до сотен километров по горизонтали и до первых километров
по вертикали. Ловушки, в которых образуются месторождения
нефти и газа, обладают коллекторскими свойствами — первич-
ной пористостью или вторичными трещиноватостью. и каверноз-
ностью. Они представлены песчаниками с межгранулярным по-
ровым пространством (до 40—45%), не занятым цементом, по-
ристыми рифовыми и другими • известняками, доломитами,
кремневыми и отчасти всеми другими породами, в том
числе и магматическими, разбитыми трещинами самоуплотне-
233
ния (синерезиса) или чаще тектоногенными. Размеры и форма
ловушки, таким образом, определяются коллекторским прост-
ранством, а флюидонасыщенность — общей пористостью и
проницаемостью, т. е. сообщаемостью пор.
Хороших коллекторских свойств пород ловушки для обра-
зования месторождения недостаточно — необходимо запечатать
ее от утечки флюидов, что достигается природным сочетани-
ем — парагенезом ловушки с покрышкой — флюидоупором
(антиколлектором, по М. К. Калинко), т. е. непроницаемыми
для них породами. Идеальными природными покрышками яв-
ляются глины определенной (не меньше 10 м) мощности, хотя
пласты каменной соли превосходят глины и аргиллиты по экра-
нирующим свойствам. Несколько худшими флюидоупорными
свойствами обладают сульфатолиты и однородные микрозерни-
стые известняки. Идеальные флюидоупоры — вечномерзлые по-
роды любого состава, поскольку в них поры полностью заняты
льдом: под ними месторождения газа и нефти могут быть при-
ближены к поверхности Земли на 700—500 м. На этой глубине
впервые опускающиеся глины — плохие флюидоупоры, так как
уплотнены недостаточно (их коэффициент уплотнения &б<0,7, а
открытая пористость — 30—35%), но микрозернистые извест-
няки («хемогенные») — хорошие флюидоупоры. Максимально
свои коллекторские свойства глинистые породы проявляют на
платформах на глубинах 1,5—3,5 км (&в=0,8—0,9), но в аргил-
литах из-за уменьшения пластичности и увеличения хрупкости
и трещиноватости экранирующие свойства ухудшаются. То же
происходит и с известняками, которые при малой пластичности
(&пл<2) становятся коллекторами (трещинными).
Примесь глинистого вещества, особенно монтмориллонитово-
го, усиливает экранирующие свойства почти всех пород. Экспе-
рименты показали, что добавление 20% каолинита в среднезер-
нистый кварцевый песок снизило проницаемость в 500 раз, та-
кое же количество монтмориллонита — в 3000 раз. Гидрослю-
ды занимают промежуточное положение (Прошляков, Кузне-
цов, 1991, гл. 23). Вследствие гидрослюдизации и хлоритиза-
ции содержание монтмориллонита начинает снижаться с глу-
бин 2—3 км, что ведет к ухудшению экранирующих свойств
.глинистых пород. Статистически устанавливается мощность
'флюидоупоров большинства месторождений в 10—70 м, но при
»ее увеличении запасы УВ в залежах возрастают (Высоцкий,
Высоцкий, 1986, по Прошлякову и Кузнецову, 1991, с. 412). Для
палеозойских отложений Прикаспийской впадины соотношение
толщины покрышки к высоте залежи 1:10 обеспечивает ее на-
.дежность.
Коллекторы — «горные породы, обладающие способностью
вмещать и отдавать» (Кравцов, 1982, с. 168) флюиды (воду,
нефть, газ), хорошо изученные нефтяниками (Багринцева,
1982; Бурлин, 1975; Калинко, 1987; Прошляков, Кузнецов,
1991; Ханин, 1973; и др.) и гидрогеологами (Всеволожский,
234
1991 и др.), образуют коллекторское тело, которое называют
природным резервуаром, или ловушкой флюидов. Б. К. Прош-
ляков и В. Г. Кузнецов (1991) включают в понятие «резерву-
ар» и ограничивающий коллекторское тело флюидоупор —
покрышку: «природный резервуар (ПР) нефти и газа представ-
ляет собой естественное вместилище жидких и газообразных
веществ (флюидов), в котором может происходить их мигра-
ция» (с. 245). Разделяя это понимание ПР, М. К. Калинко
(1987, с. 80) коллектор называет флюидопроводником, а флюи-
доупоры (антиколлекторы) делит на верхние — покрышки и
нижние — подложки. Естественно, большее значение имеют по-
крышки, поскольку нефть и газ — наименее плотные флюиды,
и они будут стремиться занять наиболее верхнее положение:
нефть выше воды в залежи, а газ — выше нефти (простая трех-
слойная залежь).
М. К. Калинко (1987) обращает внимание на условность
разделения пород на коллекторы и флюидоупоры, ибо при боль-
ших давлениях последние могут стать коллекторами (а кол-
лекторы — флюидоупорами), проницаемыми могут быть любые
породы, и флюиды могут перемещаться (диффузно, по микро-
разрывам и т. д.) даже через глины и граниты. Кроме того,
Р. Н. Злочевская и др. (1977), Б. В. Дрягин (1980) показали,
что при температуре выше 60 °C и высоком давлении толщина
пленки воды в капиллярах и тончайших микропорах глин сни-
жается до мономолекулярного слоя, и эти поры могут считать-
ся открытыми для флюидов. Преодолено представление
А. А. Ханина и других о том, что поры диаметром менее 0,2—
10 мкм полностью заняты пленкой воды, которая по своим
свойствам весьма сходна с твердым веществом, и такие поро-
ды не могут быть вместилищем нефти и газа или путями их ми-
грации. Новые данные опровергают это и показывают, что даже-
в капилляре диаметром 4-10~3 мкм вода представляет собой
ньютоновскую жидкость, для начала движения которой не ну-
жен начальный градиент давлений, и по ним могут перемещать-
ся флюиды. Все это заставило М. К. Калинко между коллекто-
рами и флюидоупорами выделить промежуточную группу по-
род — полуколлекторы — «такие горные породы, в которых
возможно движение флюидов под влиянием градиентов давле-
ний, превышающих градиенты давлений, возникающих при гра-
витационной дифференциации флюидов и не приводящих к раз-
рушению скелета породы или изменению ее текстуры» (с. 76), а
флюидоупоры определить как «горные породы, по которым в
условиях их естественного залегания возможно движение флюи-
дов под влиянием таких градиентов давлений, которые вызыва-
ют либо нарушение скелета породы, либо изменения ее тек-
стуры» (там же).
Выделяют до 10 типов ПР или ловушек (иногда их считают
частью ПР) по генезису, из которых основные: 1) литологиче-
ские пластовые — пласты песчаников или других первично по-
235-
р истых обломочных, раковинных, оолитово-известняковых по-
род с межгранулярной пористостью; 2) литологические био-
гермные (рифовые) с первичной и вторичной пористостью вы-
щелачивания; 3) эрозионных выступов и врезов — трещинова-
тые или кавернозные (первые) и межгранулярно-пористые
(вторые); 4) стратиграфического несогласия; 5) структурно-
тектонические — антиклинальные, сводовые и тектонического
несогласия — поднадвиговые и другие приразломные; 6) вто->
ричного интракрустального разуплотнения — зоны милонити-
зации, доломитизации, перекристаллизации, серицитизации, ра-
створения, преобразования ОВ и других процессов.
/ В недрах идут и противоположные процессы, снижающие
пористость: карбонатизация, окварцевание, сульфидная и дру-.
гая рудная минерализация, выпадение асфальтенов и смол из
нефтей и т. д.
Общий закон — уменьшение пористости с глубиной — изу-
чен с количественной стороны, так как он важен не только для
нефтяной, но и для всей геологии. Различают три вида порис-
тости: полную (общую, абсолютную или физическую), откры-
тую и эффективную. Полная пористость—это совокупность всех
видов пор, независимо от их размера, формы, сообщаемое™ и
генезиса. Численно она выражается отношением объема всех ви-
дов пор к объему заключающей их горной породы:
V
knn = —— (коэффициент пористости выражается в долях
^породы
единицы). При умножении его на 100 выражают этот коэффи-
циент в процентах. Открытая пористость — это совокупность
сообщающихся между собой пор, численно выражаемая отно-
шением их объема к объему заключающей их породы — коэф-
фициент открытой пористости — kno. Он меньше А?пп- Эффектив-
ная пористость — совокупность пор, через которые может осу-
ществляться миграция данного флюида, ибо каждый флюид из-
за своих физических свойств характеризуется своей эффектив-
мой пористостью. Эта пористость из-за трудностей массового
определения имеет пока только теоретическое значение, а пер-
вые два вида пористости используют широко в научных и прак-
тических целях. Так, Б. К. Прошляков и В. Г. Кузнецов (1991,
с. 347) в мезозойских отложениях Прикаспийской впадины ус-
тановили закономерное очень медленное уменьшение отноше-
ния ^поМпп примерно от <1 до 0,95 (т. е. фактически постоян-
*ство отношения) на глубине 0—2 км, несколько более быстрое
уменьшение — до 0,85 на глубине 2—3 км и нарастание скоро-
сти его снижения до 0,45 на глубине 4,5 км. Но как бы в про-
тиворечие с этим на значительно больших глубинах устанавли-
ваются большие пористость и проницаемость и большие прито-
ки нефти и газа: на площади Булла-море в Азербайджане с
глубины более 6000 м подняты песчаники с открытой пористо-
стью 12—15%, а с глубины 6208 м получен фонтан газа около
236
1 млн м3 и 400 м3 конденсата в сутки; в районе оз. Маракайбо
в Венесуэле с глубины 5644 м получена нефть 700 т/сут; на пло-
щади Карачаганак в Прикаспийской впадине открытая пори-
стость известняков на глубине .4500—5400 м достигает 23%, а
проницаемость — 140-10—15 м2.
Из многих сверхглубоких скважин получают промышлен-
ные нефть, газ, газоконденсат с глубиной 6—7 км, а с глуби-
ны 8 км — промышленные притоки газа (США, Техас,
скв. Ледбеттер-1; Прошляков, Кузнецов, 1991, с. 399). Доволь-
но обоснованно предполагают, что в благоприятных условиях
осадочные породы могут быть коллекторами нефти и газа и на
глубинах до 12—15 км. Сохранению пористости способствуют
сами УВ-флюиды, препятствующие аутигенному минералообра-
зованию и сжатию и благоприятствующие вместе с другими
факторами созданию аномально высоких пластовых давлений
(АВПД; Фертль, 1*980), превышающих иногда гидростатическое
в 1,5—2 раза и более и часто провоцирующих флюидоразрывы.
Замедляют ухудшение коллекторских свойств и мощные толщи
каменной соли, обладающие высокой теплопроводностью и от-
водящие тепло недр (эффект холодильника), что тормозит те-
чение химических реакций и выделение закупоривающих мине-
ралов. Под такими экранирующими флюидоупорами, включая
и мощные региональные глинистые свиты, например в Прикас-
пийской впадине на глубинах больше 3,5—4 км часто создает-
ся АВПД, сохраняются хорошие коллекторские свойства, и по-
ристость оказывается большей (например, 9,6—13,5% на глу-
бине 5300—5504 м в Биикжальской СГ-2) по сравнению с бо-
лее высокими горизонтами (Прошляков, Кузнецов, 1991,
с. 403).
«Проницаемость — свойство породы пропускать сквозь пу-
стое пространство флюиды» (Семенович, 1989, с. 8). Ее величи-
на Кпр служит коэффициентом пропорциональности в уравнении
1 АР
Дарси v = /Спр—- ——, откуда Апр= (и/ДР)т)АА, где v — ско-
рость фильтрации жидкости, м/с; т] — динамическая вязкость
жидкости, Па-с; ДР — перепад давления на отрезке ДА, Па/м.
Кпр имеет размерность площади, и его обычно выражают в
квадратных микрометрах: 1 мкм2=10~12 м2. Проницаемость за-
висит от размера пор, следовательно, от размера зерен и изме-
няется пропорционально квадрату изменения диаметра пор.
Коллекторы имеют /Спр от 0,005 до 2 мкм2, обычно от 0,05 до
0,5 мкм2. Ранее использовалась единица «дарси» — D. 1
»1 мкм2 (Семенович и др., 1987, с. 56).
Так как поровое пространство коллекторов, обычно зани-
мают разные флюиды (нефть, газ, вода), в основном несмеши-
вающиеся и выступающие как разные фазы, обладающие раз-
ной вязкостью, при фильтрации они будут мешать друг другу,
менее вязкая будет «обгонять» более вязкую. Для каждой из
фаз порода будет иметь свою проницаемость, называемую фа-
237
зовой, или эффективной, и она всегда ниже общей, или абсо-
лютной. Проницаемость фазы тем больше, чем больше доля ее
в поровом пространстве.
Природные резервуары нефти и газа и приуроченные к ним
месторождения расположены в земной коре не хаотично, а
группами, системами, составляющими нефтегазоносные бассей-
ны (НГБ), т. е. крупные осадочные бассейны, характеризую-
щиеся единством геологической истории и строения и несущие
региональную нефтегазоносность, проявляющуюся в наличии
нефтематеринских свит, коллекторов, флюидоупоров и струк-
тур для образования месторождений. Учение о НГБ развили
И. О. Брод, Н. А. Еременко, В. Б. Оленин, Н. Б. Вассоевич,
А. М. Серегин, В. В. Семенович, Б. А. Соколов, Ю. К. Бурлин,
И. В. Высоцкий и др. Поскольку практически все осадочные
бассейны первично нефтегазоносны (не исключая, вероятно, и
докембрийские), то подразделение их в первую очередь долж-
но производиться по тектоническому, а по существу по истори-
ко-геологическому признаку: это континентальные и окраинное
океанические, приуроченные к переходной зоне между конти-
нентами и океанами. Континентные в свою очередь подразде-
ляются на платформенные, геосинклинальные и переходные
между ними (миогеосинклинальные, предгорные и т. п.).
Н. Б. Вассоевич насчитывает до 500 НГБ, вместе занимающих
больше половины площади соответствующих мегаструктур Зем-
ли. Максимальная мощность осадочных пород в них достигает
15—20 км. Установлена прямая зависимость общих запасов:
нефти и газа от объема НГБ, т. е. от объема осадочных пород.
Некоторым; исключением являются аридные формации, иногда
по объему большие (юго-западные штаты США), но бедные
месторождениями нефти и газа.
11.3.9. ПРОИСХОЖДЕНИЕ НАФТИДОВ
Не только угли, но и нафтиды формируются практически у
нас на глазах, хотя и с меньшей очевидностью. Поэтому мшь
гие стороны их генезиса, особенно детали, понимаются неодно-
значно.
11.3.9.1. Источник вещества. Носитель жизни и основной
компонент живых организмов и ОВ каустобиолитов — углерод,
или карбон. Непосредственный его источник — экзогенный
(Акрамходжаев, 1973; Борцовский, 1979; Вассоевич, 1981, 1986,
1988; Вернадский, 1965, 1978; Виноградов, 1932; Галимов, Коди-
на, 1982; Родионова, Максимов, 1981; Романкевич, 1977; и др.),
запасы в атмосфере (0,03% СО2, или 1-Ю12 т), гидросфере
(1-1014 т) и биосфере (6-1011 т), из которых непрерывно авто-
трофные организмы, почти в основном растения (включая и
низшие — водоросли), строят свое тело — биомассу, являющу-
юся первичной, т. е. впервые созданной из неорганических ве-
ществ (Богоров, 1974; Брук, 1987): СО2, Н2О, N, Р, S и др.
238
Суммарная годовая продукция автотрофов 18,45-10й т живого
вещества, или 6,5-1010 т органического С, который производит-
ся (в %, Успенский, 1970):
наземной растительностью суши 39,2
донной растительностью озер и рек 0,1
фитопланктоном озер и рек 1,0
донной растительностью шельфа морей 1,3
морским фитопланктоном шельфовой области 10,0
—»— —»— открытого океана 48,4
Основная масса С ассимилируется в одноярусных сферах
распространения жизни — на суше и й открытом океане —
87,6%, а в областях с двухъярусной биологической структу-
рой — на шельфе (планктон и бентос), в озерах и реках —
лишь 12,4%. И здесь мы снова встречаемся с парадоксом седи-
ментогенеза: именно этим промежуточным зонам, где как бы пе-
рекрывают друг друга одноярусные сферы, принадлежит пер-
вое место в накоплении каустобиолитов всех типов (углей,
нефти, газа, горючих сланцев и т. д.). Сравнительно узкая
зона дает основную массу фоссилизированного СОрг потому,
что этому способствует комплекс условий: высокая биопродук-
тивность на единицу площади, возможность захоронения без
больших перемещений, т. е. автохтонно или почти инситно, вы-
сокие скорости седиментации, обеспечивающие быстрый увод
органического вещества из зоны гипергенеза (и наибольший
коэффициент фоссилизации ОВ), восстановительные условия в
тиховодной обстановке. К этому следует добавить контраст-
ность условий на коротких расстояниях и быструю их смену во
времени, что способствует формированию коллекторов, куда мо-
гут эмигрировать УВ из нефтегазопроизводящих слоев. Словом,
это зона многочисленных и острейших противоречий и контра-
стов, что приводит к расцвету жизни.
СОрг в экзосфере находится в постоянных и многочисленных
круговоротах — циклах — и постоянно возвращается в экзо-
сферы. Средний оборот всей биомассы автотрофов происходит
за 8 лет, но в гидросфере он совершается за 2—3 дня (!), а на
суше — за 50—60 лет (почему?). Производительность древес-
ной растительности невелика (годовой прирост древесины, ли-
стья, семена), но ее биомасса огромна, она накапливается де-
сятилетиями (до сотен и тысяч лет). Отношение продукции к
биомассе — П/М (его, может быть, следует назвать биопрод-
массовым коэффициентом, сокращенно БПМ-коэффициентом)
поэтому мало — 0,018. Для растительности лугов, степей и па-
шен оно уже 0,67, для озер и рек — 14, а для морского планк-
тона — 150. Эти цифры показывают среднюю величину скоро-
сти оборота С (Успенский, 1970, с. 31). Общая биомасса орга-
низмов в биосфере, выраженная в Сорг, составляет 53,5-1010 т.
Поделив эту величину на годовую продукцию живого вещества
в биосфере (6,5-1010 т С), получим П/Б=0,12. Следовательно,
239
средняя характеристика оборота С в биосфере в целом лежит в
области наземного фитобиоса.
Биоседиментологический парадокс конкретизируется в дан-
ных по разным областям биосферы (Успенский, 1970, с. 32):
Углерод автотрофных организмов:
Суммарная
Биомасса, % годовая продукция, %
Педосфера (леса, луга) 99,73 . 36,98
Болота „ 0,12 0,92
Озера и реки 0,01 1,09
Океан 0,14 :61,01
Почти вся биомасса автотрофов сосредоточена в «гигантах
растительного царства» (В. А. Успенский) — живом веществе
деревьев (96,8% автотрофного С), -а годовая продукция —* в
живом- веществе океанов (61%), и это оказывается более ре-
зультативным для биоседиментогенеза. Исключительно большие
скорости оборота живого вещества (быстрое размножение, рост
и отмирание) обеспечивают постоянный приток в осадки наи-
более стойких, в частности липидных, компонентов, являющих-
ся основными источниками УВ для нефтегазообразования, и
этот приток во много раз превышает скорость поступления ма-
териала для углеобразования.
Биос навлекает С из-атмо- и гидросферы так быстро, что
за короткое время его бы не осталось в этих оболочках. Но по-
чти весь С вследствие минерализации ОВ (гидролиз и т. д.)
возвращается снова в Зкзосферу, а в осадки уходит небольшая
его часть. В промышленных залежах угля заключено 8-1012 т,
в залежах: торфа — !• 1012 и в залежах нефти — 6-1010 т Сорг,
но это всего лишь 0,2—0,5% от Сорг, захороненного в осадоч-
ных породах ОВ. Запасы СО2 в экзосферах постоянно попол-
няются также абиогенными источниками: выветриванием, вул-
канизмом и просто углекислым «дыханием» недр, а в последнее
время и техногенным сжиганием ОВ. Для сравнения В. А. Со-
колов приводит данные по содержанию С в изверженных поро-
дах — 1,8-1016 т, а в осадочных породах — 19,1 • 1026 т, из это-
го 9,6-1014 т — неорганический С (в основном карбонаты), а
9,5-1014 т - СоРг. , -
В годовой продукции растительности заключено 28,88-10’° т,
т. е. 0,36% всей массы СО2 в атмосфере и гидросфере в свобод-
ном и связанном виде. Таким образом, полный оборот резерва
СО2 совершается приблизительно в 300 лет, но если учесть
расход СО2, поглощающейся растениями и возвращаемой ими
в процессе дыхания, полный оборот углекислого резерва со-
кратится до 100 лет (Успенский, 1970, с. 34). Какой сверхмощ-
ный фактор жизнь! За доли геологических секунд — глобаль-
ный эффект!
Важный показатель эффективности биоседиментации — ко-
эффициент фоссилизации (КФ) — частное от деления годовой
продукции автотрофов (6,5-1010 т) на количество Сорг, ежегод-
240
но отлагающегося в осадках (5,8-108 т). Он равен 0,8%, т. е.
в осадки переходит меньше сотой доли годовой продукции (Ус-
пенский, 1970, с. 36—40). КФ сильно варьирует фаццально:
максимальное количество Сорг фоссилизируется в наземных во-
доемах — озерах (в Байкале КФ=2,89), болотах, лиманах, за-
ливах, а скорости его седиментации примерно в 650 раз пре-
вышают скорости его накопления в океанах (КФ=0,28). Та-
ким образом, на переходные зоны (континентальное прибрежье,,
лагунно-дельтовый пояс, шельф, окраинные моря и континен-
тальный склон), составляющие вместе всего 15% . земной по-
верхности, приходится 97,3% всей массы . фоссилизирующегося
углерода (рис. .11.7). В этой зоне углеродный цикл, следова-
тельно, сильно нарушается: возвращается в экзосферу не весь
ассимилированный биосом С, как это имеет место в педосфере
(леса, степи и т. п.) и океане, а значительная часть его вы-
падает из круговорота, пёреходит в осадки и, таким образом,
вступает в новый, более продолжительный цикл.
Еще более длительные циклы связаны с метаморфогенезом
и магмогенезом, т. е. с тектономйгматическими циклами Зем-
ли. Следовательно, на каких-то витках этих циклов-спиралей С
поступает из глубиц. Видимо, этот источник имеет только ми-
нералогическое значение (образование С-содержащих минера-
лов, графита, алмаза и др.) и не оказывает существенного
влияния на каустобиолитбобразование.. Газовые’эманации недр,
включая и мантию, а именно СО2, Н2О, Н2, СН4, NH3, H2S И
т. д., практически обезличиваются, рассеиваясь .в общем соста-
ве атмо-, гидро- и биосферы, и в таком, виде Могли участвовать
в составе горючих ископаемых. Активно обсуждавшаяся не-
сколько десятилетий назад гипотеза неорганического, магмо-
генного образования нефти признана в основном несостоятель-
ной, хотя в дискуссиях «органистов» и «неорганистов» наука в
целом получала много стимулов развития.
Источники для конкретных веществ нафтидов рассмотрены
выше (см. 11.3.1 —11.3.5).
11.3.9.2. Способы образования. В истории нафтидов, как и в
истории углей, следует различать способы первичной аккумуля-
ции ОВ и постседиментационное его преобразование, которое
является основным в генезисе нафтидов, и последние оказыва-
ются большей частью конечными фазами длительной цепи пре-
образований (Али-Заде и др., 1967; Аммосов и др., 1987; Ге-
незис..., 1967; Генерация..., 1976; Калинко, 1981; Катагенез...,
1989; Седикахиты..., 1982; и др.).
В первичной, седиментационной стадии ОВ для будущих
нафтидов накапливается преимущественно планктоногенно и
представляет собой рассеянные в глинистых, известковых или
кремневых осадках тела планктонных водорослей и животных:
диатомей, радиолярий, силикофлагеллят, кокколитофорид, зе-
леных и сине-зеленых водорослей, фораминифер и других мик-
роорганизмов, а также аттрит, к которым в сингенезе присоеди-
241’
первичная продукция .
фитобентоса,о,1-109 ^/гоЬ
поступления
дно (1-3) ю9
минеоа-
лиза-—
ция в~
толще ~
ВОДЫ —
18-20)10*:
постулле-—
нияссушиг-
~М09- —
минерали=_
зация—г-
ЙТ-2,9)Ю—
первична;
<ритопланк=
тона,
20-
родукты
рганическ.
захороне-
ние в осадках,
85-10® пугоЭ
Рис. 11.7. Баланс органического углерода в океане в тоннах в год
(Калннко, 1981, с. 131)
продукция
органиче-
ским углерод
Фитопланкто-
на, 0,0 8-1 о9
глерод неживого взве-
шенного органиче-
к *кого вещества

астворенныи органи-
ческий углерод, .Z

неподшо.
сгорания-
глеродзооБенто

няются тела бактерий и низших грибов. В осадок поступают
белки, углеводы, липиды, лигнин и другие исходные вещества
вместе с микроэлементами, которые большей частью в глубо-
ких превращениях обезличиваются. Однако с успехами хими-
ческих и физических методов изучения — газово-жидкостной
хроматографии, масс-спектрометрии и др. — все больше от-
крываются так называемые хемофоссилии типа фитана и при-
стана (продуктов деструкции хлорофилла), т. е. соединения
или части их молекул, ясно указывающие на унаследование от
живого вещества и какого именно. Открыты сотни хемофосси-
лий. Такая стойкость многих молекул У В обусловлена прочно-
:242
стью связей атомов углерода друг с другом в длинных цепях»
кольцах и сложных мостиковых структурах, что и обусловило
«выбор» углерода на роль носителя жизни: только в его слож-
ных и крупных молекулах с упорядоченной структурой и обла-
дающих консервативностью, т. е. наследственностью в зароды-
ше, могла «затеплиться», жизнь и впоследствии эволюциони-
ровать.
Унаследованы в нафтидах от живых организмов и коэффи-
циент нечеткости (см. 11.3.1), и изотопный состав С. Из двух
стабильных изотопов 12С и 13С в результате фракционирования,
главным образом при фотосинтезе, в морских карбонатах боль-
ше тяжелого изотопа, а в органическом углероде его содержа-
ние снижено: 613С в морском планктоне —13-----28%. На этом
основании финн К. Ранкама пришел к выводу, что С, рассеян-
ный в докембрийских сланцах с возрастом 2,5-109 лет, являет-
ся биогенным, так как 6 13С для него составило —28%о по шка-
ле PDB. Биогенное фракционирование изотопов углерода нача-
лось еще в раннем докембрии, примерно 3,1-109 лет назад
(Хант, 1982, с. 45).
Слои, пачки, толщи, свиты, в которых рождается нефть, на-
зываются нефтематеринскими (нефтепроизводящими, нефтега-
зопроизводившимися и т. д.) (Вебер, 1973; Жабрев, 1964; Лар-
ская, 1983; Накопление..., 1999; Неручев, 1969; Нефтематерин-
ские..., 1979; Минский, 1975; Природа,.., 1973; Седикахиты...,
1982)..В них содержание ОВ редко поднимается до 15%. Чаще
оно находится на кларковом или низком сверхкларковом уров-
не: 0,5—5%, в среднем 1,5%. Необязательны и бескислородные
воды, у дна (как в Черном море), так как восстановительные
условия создаются в осадке уже на глубине первых сантимет-
ров — дециметров от дна.
На стадии сингенеза «под совокупным действием агентов
выветривания и микробов (это тоже выветривание. — В. Ф.)
большая часть ОВ превращается в газы (СО2, СН4 и др.), ко-
торые рассеиваются... или растворяются» в иловых водах
(Хант, 1982, с. 129). В аэробной зоне и в верхней части ана-
эробной зоны осадков происходит микробное разложение пер-
вичных биополимеров на биомономеры (сахара, аминокислоты,
жирные кислоты, фенолы) и гидролиз веществ, унаследован-
ных от живых организмов: углеводов, белков, липидов, лигни-
на, хитина, восков, смол, гликозидов, пигментов, жиров и эфир-
ных масел. Часть их поедается илоедами, другая часть обра-
зует комплексы с минеральными веществами, третья — микро-
бами с помощью ферментов — генерирует мономерные ОВ,
особенно метан, который может называться биогенным. Это
первая фаза газообразования (ПФГ, см. рис. 11.9).
В более глубоких горизонтах, в диагенезе, т. е. в условиях
существенно закрытой системы, мономеры конденсируются с об-
разованием многочисленных высокомолекулярных геополиме-
ров — предшественников керогена. Эта сложная смесь мономе-
243
Листья дуда.
Фитопланктон
Зоопланктон
Споры
; Липиды
Каспийское
море
Белое мор
Черное
море
впадина
Сан-Диего
Почва
прерии
.Оз.Ма^каи-
• Азотсодержащие
соединения. ' • •
Рис. 11.8. Состав органического вещества организмов (а) и осадков (б), из
Ханта (1982, с. 138).
Резкое уменьшение содержания углеводов и увеличение роли лигнин-гумуса
и азотсодержащих соединений в осадках — результат микробной активно-
сти и химических превращений: гидролиз до сахаров и других простых сое-
динений, которые затем полимеризуются с образованием лигнин-гумуса и
азотистых соединений — предшественников керогена
Лигнин-гумус
ров, гео- и биополимеров испытывает низкотемпературные (ни-
же 50 °C) трансформации (конденсацию, дезаминирование, вос-
становление, циклизацию, полимеризацию) с потерей О, N и S
и превращается в более углеродистые соединения, включая
азотсодержащие и гуминовые комплексы (рис. 11.8). Живые ор-
ганизмы синтезируют единственный порфирин — хлорофилл,
а на глубине он теряет фитольную цепь, порождает многочис-
ленные (тысячи) красные порфирины, а из фитольной цепочки
образуются пристан, фитан и другие производные — хемофос-
.244
силии/ Относительно простой набор УВ водорослей (3 или
4 вида) в диагенезе сильно усложняется.
Катагенез — в основном термическое преобразование ОВ:
пермокаталитический крекинг, термолиз, декарбоксилирование,
диспропорционирование водорода и т. д. Н. Б. Вассоевич (1974,
1986) выделяет верхнюю катагенетическую зону газообразо-
вания.
Рис. 11.9. Кривые образования
газов в зависимости от глубины
в осадочном разрезе (Хант, 1982,
. с. 200).
€2+ — гомологи метана в газовой
фазе. Азот первоначально при-
сутствует в форме NH4. Стрел-
ки — увеличение относительного
выхода газа из ОВ тонкозерни-
стых отложений
Сапропелевое Ов Гумусовое ОВ
Метаморфизм
Наибольшее количество УВ образуется при температурах
примерно 60—150 °C, что позволило по этим параметрам уста-
новить (рис. 11.9) главную фазу нефтеобразования (ГФЗ) и
отвечающую ей главную зону нефтеобразования (ГЗН). До-
минирует деструкция органического матрикса (керогена;
рис. 11.10) и образуются сотни более простых УВ — геомоно-
меров-, «которые разбавляют исходную смесь УВ» (Хант, 1982,
с. 130). В этой зоне особенно увеличивается скорость многих
реакций — «в логарифмической прогрессии» (там же), хотя
температура повышается линейно. Все это выражается в обра-
зовании нефти — микронефти, т. е. рассеянных капелек жидких
УВ. Жидкая фаза образуется дополнительно в результате ра-
створения некоторой части органических соединений осадков,
усиливающегося при высокой температуре, и перехода твердых
веществ в жидкое состояние (а жидкостей — в газовое). Вы-
сокие температуры позднего катагенеза и начального метаге-
неза — около 200 °C и выше — способствуют термическому
крекингу УВ и образованию метана. Это позволяет выделять
главную фазу газообразования (ГФГ) и отвечающую ей глав-
ную зону газообразования (ГЗГ), которая по отношению к ГЗН
смещена в более высокотемпературные условия (максимум при-
ходится на 150—170 °C, тогда как максимум в ГЗН — 110—
130 °C, см. рис. 11.9). При более высоком, чем 37100 м, геотер-
245
Рис. 11.10. Схема превращения керогена в нефть и газ (Калинко,
1981, с. 140)
мическом градиенте ГФГ смещается на более высокие темпе-
ратуры и газы будут образовываться за более короткое время.
История генерации газов в стратисфере более сложная по
сравнению с нефтеобразованием, которое является фактически
однофазовым,, только катагенетическим, точнее, среднекатаге-
нетическим. Газ же генерируется по крайней мере в две фазы
(см. рис. 11.9): сначала, в раннем диагенезе анаэробными мик-
роорганизмами генерируется биогенный метан, составляющий
около 10% газа ГФГ. Он в основном рассеивается, так как
система открыта по отношению к наддонной воде. Залежи био-
генного метана встречаются в континентальных песчано-глини-
стых' толщах, а в карбонатно-эвапоритовых отложениях с ОВ
морского генезиса его мало, что возможно, связано с подавле-
нием активности метанообразующих бактерий в водах повы-
шенной солености. Таким образом, можно выделять начальную,
или первую, фазу газообразования (ПФГ) и отвечающую ей*
первую зону газообразования (ПЗГ).
Рассеянное ОВ (РОВ) генерирует и другие газы: СО2, N2,
H2S на всем пути постседиментационного его преобразования.
Но в диагенезе они исчезают в биохимических и химических ре-
акциях и почти не сохраняются в свободной форме (Хант, 1982,
с. 201). Некоторые залежи серы образуются на этой стадии при
окислении H2S. Максимум генерации биогенного СО2 приходит-
ся на начальный катагенез при температурах 60—130°С, и он
особенно велик, если преобразуется гумусовое вещество. В не-
больших количествах последнее рождает и этан, пропан. Мак-
симум генерации азота сдвинут на температуры ПО—130 °C, а
H2S — на еще более высокие, т. е. на конец катагенеза и на ме-
тагенез. Этан, пропан и бутан образуются в интервале 70—
150 °C (максимум при 120 °C) г и они сопровождают нефтеобра-
зование в его ГФН — почти нацело за счет аморфного сапро-
246
целевого вещества, которое и СН4 генерирует в больших мас-
штабах, чем гумусовое континентальное. Метан образуется за
счет керогена и тяжелых У В.
Дж. Хант (1982, с. 214) предупреждает против упрощенного
связывания типа и состава УВ с генетическим типом исход-
ного биоматериала и фациальной обстановкой его рождения.
Хотя большая часть гумусового вещества образуется на суше,
а сапропелевого — в морях, парафины нефти имеют исключи-
тельно континентальное происхождение и существует морской
гумус, генерирующий, вероятно, только газ. Он показывает воз-
можность по изотопному составу С отличать биогенный метан
(613=—55—75%о), например в апт-сеноманских прибреж-
но-континентальных отложениях Западной Сибири, первично
обогащенных (3—6%) гумусовым ОВ, от абиогенного, катаге-
нетического (б 13С=—5—3O°/oq, реже до —55°/Оо), образовав-
шегося при термическом крекинге ОВ, например в юрских от-
ложениях тех же месторождений Западной Сибири (Нестеров,
1969; Нестеров, Рябухин, 1984; и др.).
11.3.9.3. Условия образования нафтидов. Различают условия
седиментогенеза, условия постседиментогенного преобразования
ОВ и генерацию нефти и газа.
Условия седиментогенеза, намеченные выше (см. 11.3.9.1 и
11.3.9.2), определяют оптимально благоприятную зону седимен-
тации исходного для будущих нафтидов ОВ — континенталь-
ные окраины и внутриконтинентальные моря и озера, т. е. до-
статочно крупные акватории, в которых сапропелевое вещество
доминирует над гумусовым или накапливается без его примеси.
Структурно и гипсометрически это депрессии в земной коре,
т. е. осадочные или нефтегазоносные бассейны (Бакиров и др.,
1982; Брод и др., 1965; Бурлин, 1976; 1981; Вассоевич, 1988;
Высоцкий и др., 1981; Геология..., 1973; Геодекян и др., 1980;
Оленин, 1977; Осадочные..., 1983; Палеогеографический..., 1981;
Семенович, 1989; Соколов, 1980; Хайн, 1954; и др.). Скорости
осадконакопления могут быть почти любыми, в том числе и са-
мыми большими (они больше обеспечивают сохранность пер-
вичной биопродукции от «сгорания» при гипергенезе), за ис-
ключением самых малых, когда ОВ и продукты его первич-
ной, биохимической переработки полностью уходят из осадка.
В бассейнах типа Черного моря и у таких медленно формирую-
щихся отложений есть возможности сохранить некоторую часть
продуктов преобразования ОВ в разрезе.
Гидродинамические условия у дна однообразны: они во всех
фациях тиховодные, часто застойные, способствующие оседа-
нию самых тонких глинистых и илистых частиц и формирова-
нию нефтематеринских отложений — тонкозернистых осадков,
«которые в естественном состоянии генерировали и выделяли
УВ в количестве, достаточном для образования промышленного
скопления нефти или газа» (Хант, 1982, с. 310): глинистые, из-
вестковые и кремневые пачки или толщи.
247
Химические условия также довольно однообразны: в осадке
господствует восстановительная среда со слабощелочной, ней-
тральной или слабокислой реакцией.
Для того чтобы нефтегазовый потенциал реализовался в
максимальной степени и создал месторождения, требуется при-
сутствие в разрезе еще и пористых осадков — коллекторов и
экранирующих флюидоупоров. Такой контрастный парагенез
(сонахождение в одном месте) возможен практически только
в береговой зоне, максимально разнообразной по динамическо-
му режиму седиментации, противоречивой и изменчивой также
во времени. Рядом с застойными режимами лагун, заливов,
эстуариев, прибереговых озер, западин и котловин на шельфе, в
которых накапливаются нефтематеринские осадки, в высоко-
активной и энергетически максимально напряженной обстанов-
ке формируются тела коллекторов: прибойные пески — бары,
песчаные выносы дельтовых проток, отложения вдольбереговых
течений, рифовые тела. Этот ансамбль обстановок обычно ус-
тойчив в течение тысяч — десятков тысяч лет/, и рано или
поздно, вследствие трансгрессий, регрессий или чисто гйдроли-
тодинамических причин, он сменится на ансамбль иной или ана-
логичный, но со смещенными фациями. Результатом будет пе-
рекрытие нефтематеринских слоев песчаными коллекторами,
которые в свою очередь запечатываются флюидоупорными эк-
ранами, призванными обеспечить в будущем сохранность за-
лежи.
Условия диа- и катагенеза порождаются условиями седимен-
тации и эндогенным, тектоническим режимом. В начальный,
сингенетический, этап в условиях открытой и полузакрытой си-
стем происходит в основном биохимическое преобразование ОВ
в аэробной и анаэробной среде, и поэтому стадию следует на-
звать биохимической. В резко неравновесном химически и био-
химически осадке бактериальная флора интенсивно преобра-
зует захороненное ОВ (см. 11.3.9.2). Полная обводненность —
содержание воды более 60—70% — создает условия гидроста-
тического давления и несжимаемость осадка, который может
лишь самоуплотняться. Низкие температуры (0—50 °C) исклю-
чают и другой термодинамический фактор преобразований. Са-
мой мощной даижущей силой сингенетических и диагенети-
ческих преобразований является живое население илов, а вспо-
могательной — химическая неравновесность осадка. Аэробные
бактерии чаще всего исчезают на глубине меньше 1 м, причем
в определенной зоне они сосуществуют с анаэробными, кото-
рые активны до глубин 100—140 м осадков. В осадках Мекси-
канского залива на глубине 140 м в 1 г осадка насчитывается
100 живых бактерий, а в верхнем слое — до миллионов. Саха-
ролитические бактерии осуществляют гидролиз целлюлозы до
сахаров, протеолитические — белков до аминокислот и липо-
литические — жиров до жирных кислот. Более медленно раз-
лагается лигнин, так как продукты его распада не служат ис-
248
точнйком энергии для микроорганизмов. Происходят и многие
другие реакции, поражающие силой бактериального мира и
разнообразием простых и сложных продуктов. В аэробных ус-
ловиях образуются вода, СО2, сульфат-, аммоний- и фосфат-
ионы и т. д., в анаэробных — СО2, СН4, Н2, H2S, вода, аммо-
ний- и фосфат-ионы.
Одновременно идут и чисто химические реакции, хотя и в
них могут> принимать участие как катализаторы биогенные
ферменты. Но такую же каталитическую роль выполняют и гли-
нистые минералы, особенно наиболее активные смектитовые.
Диспропорционированием водорода (обеднением им одних и
обогащением других соединений) создаются ароматические
(ароматизация) и нафтеновые, т. е. уже нефтяные, УВ. Реак-
ции декарбоксилирования и восстановления превращают на-
сыщенные жирные кислоты в алканы, например в пентадецен,
пентадекан, неофитадиен, фитан и др. Димеризация связывает
две молекулы в димеры, дегидратация и восстановление пре-
вращают, например, спирты в олефины и алканы.
Термические условия катагенеза (50—200 °C) приводят к
дальнейшему синтезу и деструкции УВ нефтяного ряда и гене-
рации нефти и газа в результате термокаталитического крекин-
га, декарбоксилирования, диспропорционирования водорода и
других процессов. Образующиеся капельки микронефти при
повышающемся давлении флюидов перемещаются’ в коллекто-
ра — приемники, а если этому мешают глинистые прослой-
ки — они способны произвести флюидоразрывы и проложить
себе пути — микроканальцы. Это условия ГФН и ГФГ.
Температуры свыше 200 °C при метагенезе (или апокатаге-
незе) создают условия термического крекинга, когда более
сложные УВ разрываются с образованием метана.
ГЗН на участках с высоким геотермическим градиентом
(ГТГ) располагается на глубинах 1,5—3 км, а в областях с
низким ГТГ — на 2,5—5 км (рис. 11.11). Это отвечает верх-
ней части мезокатагенеза, маркам углей Д, Г и Ж и темпера-
турам 60—180 °C. Отражательная способность витринита R°=
=0,5—1,1.
Условия формирования месторождений: 1) наличие нефтега-
зоматеринской толщи с созревшей или созревающей рассеянной
нефтью (микронефтью) и достаточным давлением флюида;
2) наличие в непосредственной близости коллекторов для неф-
ти и газа, куда эмигрирует (эвакуируется) микронефть — ло-
вушки той или иной структуры (антиклиналь, риф, песчаный
слой); 3) наличие экрана, ограничивающего, чаще всего сверху,
движение флюидов.
Н. Б. Вассоевич (1967, 1974, 1981) в становлении нефти раз-
личал два основных этапа: 1) возникновение и созревание мик-
ронефти и ее эмиграция из материнской породы, т. е. эвакуация
и образование макронефти, и 2) формирование залежи нефти и
ее последующая жизнь — изменения под влиянием тектоничес-
249
Рис. 11.11. Модель-график термоглубинной зональности нефтегазо-
носности недр (Аммосов и др., 1987, с. 118).
Зональность в отложениях: 1 — в древних (домезозойских), 2 —
в молодых (мезозойско-кайнозойских); палеогеотермические гради-
енты отдельных регионов: а—и — основные нефтегазоносные про-
винции СССР; форозона (греч. «форос» — плодородная) зона ос-
новных запасов нефти, с максимумом в интервале #о=О,5-г-1,О %
и палеотемператур 95—175 °C; фтизозона — зоны убывания, исчез-
новения нефти, в ней РОВ и угли достигают значений #о=1,О—
1,35% и палеотемператур 175—200 °C, характерны легкие метано-
вые нефти, большой выход газа и газоконденсаты; некрозона —
мертвая зона нефти, т. е. ее отсутствие, если нефть не пришла!
после в уже остывшие породы в трещинные коллекторы; в ней
генерируются только газы, /?0>1,35%, палеотемпературы >200 °C,
при Яо=3,5% (отвечает концу VII стадии метаморфизма, т. е. ант-
рацитовой стадии)—«мертвая линия» УВ-газов, палеотемпературьг
ких движений и перемещений на меньшие или большие глубины
и даже разрушение — частичное или полное, когда залежь бы-
вает вскрыта тектоническими разрывами-или эродируется. Пер-
вый этап, протекающий внутри материнской породы, является
утробным и (или) эмбриональным, он относится к предыстории
нефти.. Собственно история нефти (макронефти) — это ее бытие
в залежи, которая может формироваться в течение десятков
миллионов лет. Поэтому вопрос о возрасте нефти очень сложный.
В некоторых случаях эвакуации микронефти не происходит,
например из нефтематеринской баженовской свиты верхов юры
и низов мела в Западной Сибири, сложенной кремнистыми ар-
гиллитами с содержанием ОВ от 3 до 20% или Сорг до 6—
10%, — их в 1973 г. Н. Б. Вассоевич назвал баженовитами. На-
ходясь в ГФН, они генерируют микронефть, возрастающее дав-
ление которой производит флюидоразрывы, увеличивающие
пористость до 6—8%, и материнская порода (первично флюидо-
упор) становится коллектором.
11.3.10. ТЕОРЕТИЧЕСКОЕ И ПРАКТИЧЕСКОЕ
ЗНАЧЕНИЕ НАФТИДОВ
Теоретическое значение нафтидов. очень велико как «живых»
документов биосферы, историю которой нельзя изучить без них,
хотя в этом они уступают углям. Однако современные методы
изучения позволяют и среди нафтидов находить своеобразные
фоссилии (Вассоевич, 1981; Хант, 1982; и др.), доказывающие
участие в составе нефти, например, хлорофилла. Кроме того,
определение соотношения стабильных изотопов углерода дает
возможность отличать биогенный С от абиогенного органиче-
ского катагенетического и этих обоих от эндогенного. Это по-
зволило раздвинуть временные рамки жизни, в частности дока-
зать ее для архейских этапов развития Земли. По изотопам С
определяются палеотемпературы — важнейший параметр 'па-
леогеографии и сильный метод фациального анализа древних
толщ. Используются данные по изотопам и других биогенных
элементов (Калинко, 1987; Панкина, 1978; Органическая..., 1974,
Семенович, 1989; Семенович и др., 1987; Тиссо, Вельте, 1981;
Хант, 1982; Чахмачев, 1983; и др.).
Нафтиды в целом и их типы освещают состояние недр, тер-
мобарические условия, проливают свет на историю тектоничес-
ких движений. Сама практика поисков и разведки месторожде-
ний нафтидов, а именно геофизические исследования и густая
сеть скважин дают в руки геологов разнообразный материал
достигали 280—300 °C; зона аконсервации, по В. Б. Оленину, —
дренируемая периферия любого осадочного водонапорного бассейна,
где отсутствуют эффективные покрышки; нейтральный слой — по-
дошва гелиотермозоны, т. е. активного слоя проникновения коле-
баний температур и прогрева солнечным теплом
25 J
по геологическому строению и геологической истории регионов
и отдельных структур. Факт сохранения в разрезе РОВ, — сви-;
детельство тиховодных условий седиментации и восстановитель-
ных сред в осадке, а изучение коллекторских свойств — одна
из основ стадиального анализа литогенеза, восстанавливающе-
го историю преобразования пород в стратисфере, а по ним со-
стояние и изменения недр.
Практическое значение нафтидов в том, что это самые цен-
ные полезные ископаемые, используемые как энергетическое
топливо и как химическое сырье для производства тысяч видо®
пластмасс, волокон и других материалов (Вассоевич, 1981;
Гольдберг, 1981; Калинко, 1987; Карцев, 1978; Прошляков, Куз-
нецов, 1991; Хант, 1982; Цыркин, Олегов, 1989; Эткинс, 1991;
Эттингер, 1988; и др.).
Промышленная добыча нефти началась, видимо, в середине
XIX в. в США и Баку, а в 1871 г. было добыто в Пенсильвании
700 000 т, или 91 % мировой добычи, в Баку 28000 т (за 1870 г.);
в 1900 г. в мире добыто 10 млн т, в 1925 г. — 156, в 1950 г. —
549, в 1973 г. — 2670 млн т. Рост добычи нефти лавинообраз-
ный. Несмотря на некоторое снижение добычи в 1974—1980 гг.,
за 10 лет (1970—1980) добыто 20 млрд т, т. е. более трети (око-
ло 34%) всего количества нефти, извлеченной из недр за 120 лет
существования нефтяной промышленности. Всего к 1980 г. из.
недр добыто 58 млрд т нефти, что, вероятно, в 5—6 раз меньше
оставшихся в недрах извлекаемых (а не геологических) запасов
(Вассоевич, 1981, с. 3). В топливном балансе нефть заняла пер-
вое место (35%) в 70-е годы, оттеснив уголь (30%) на второе
место, а на 3-е место вышел газ (20%). В 1980 г. 65% исполь-
зуемой энергии приходилось на нефть и газ, что равно доле
угля в энергетическом балансе в 1910 г.
Нефть используют и изучают по температурным фракциям,
на которые в дистилляционных колоннах делится сырая нефть:
бензин (легкая фракция, от начала кипения до 120°C); тяже-
лая бензиновая фракция (до 190°C, в России — до 200°C); лиг-
роин (200—250°C), или легкий керосин; керосин тяжелый
(210—315°С), или в США — газойль — дизельное топливо
(260—360°C); масло (315—550°C), или тяжелый газойль и
смазочные масла (360—530°C) —в США; остаток (гудрон). При
использовании нефти как топлива вредными примесями явля-
ются сера, фосфор, соли (хлориды, сульфаты и др.), минераль-
ные кислоты, вода, от них избавляются не всегда легкими спо-
собами: одни снижают качество топлива, а после сжигания со-
здают кислотные дожди (особенно сера) и отравляют природу.
Но сжигать нефть и газ — не лучшее их применение, ибо
«сжигать нефть — все равно, что топить печь ассигнациями»
(Д. И. Менделееев), гораздо лучше и ценнее использовать как
химическое сырье. Из нефти и газа получают тысячи разнооб-
разных веществ: синтетический каучук, пластмассы, синтетиче-
ские волокна, моющие средства, медицинские препараты, ис-
252
кусственные питательные белковые вещества для домашних,
животных и микроорганизмов, удобрения и т. д. Нельзя забы-
вать и асфальт — покрытие для дорог. Но человек продолжает
сжигать нефть, прельщаясь временной выгодой: теплота сгора-
ния у нефти в 1,5 раза выше, чем у угля (46 и 38 тыс. кДж при
сжигании 1 кг и 38 тыс. кДж при'сжигании 1 м3 газа), и это-
топливо более чистое и удобное.
Доля нефти в топливно-энергетическом балансе тем не менее
постоянно снижается, что связано с истощением ее запасов,,
которых хватит по разным подсчетам на 50—100 лет. Доля же;
газа, угля и горючих сланцев возрастает.
Глава 12
ГЛИНИСТЫЕ ПОРОДЫ,
ИЛИ ПЕЛИТОЛИТЫ
12.1. ОПРЕДЕЛЕНИЕ
Глинистыми являются породы, более чём наполовину сло-
женные глинистыми минералами.
В грунтоведении и инженерной геологии, однако, дается иное
определение: «К глинам относят породы, у которых содержание
глинистых частиц превышает 30%» (Сергеев и др., 1973, с. 312);
«глинами в инженерно-геологической практике называют тонко-
дисперсные осадочные породы, в которых содержится не менее
30% частиц диаметром меньше 0,002 мм» (Ломтадзе, 1970,
с. 195). Это понимание глин основывается на широко распро-
страненной гранулометрической классификации В. В. Охотина
(1933—1940). В действительности это глинистые не породы, а
грунты, норма выделения типов которых, зависящая от целе-
вых назначений, может отличаться от строгой петрографической.
Грунты в этом отношении аналогичны рудам — также целе-
вому понятию.
Применение петрографического определения глин в некото-
рых случаях требует разъяснения. Глинистые частицы часто
представлены не только монокристаллами, но и их агрегатами,
нередко весьма крупными (до 1—2 мм), крепкими и не размо-
кающими, например глобулями глауконита и шамозита, явля-
ющимися микроконкрециями. По существу, это уже литокласты
песчаной размерности, что и позволяет относить их скопления
к обломочным породам, а именно к песчаникам, тем более что
часто глауконит механически переотложен как эдафогенный
материал. Но такие псаммитово-глауконитовые или псаммито-
во-шамозитовые породы можно считать и глиной со своеобраз-
ной структурой. Это больше подходит к непереотложенным,
элювиальным образованиям — гальмиролититам. Определением
глинистых пород следует руководствоваться и при разграниче-
нии смесей с алевритом, песком, карбонатом, минералами крем-
незема и другими компонентами.
Можно ли гранулометрически обозначить и определить гра-
ницу между глинами и алевритами? Ответ определен — нельзя.
По размеру частиц можно выделить лишь глинистую или алев-
254
ритовую фракции, принимая за их границу 0,005, 0,002 или, что
более пр-авильно, 0,001 мм. Но это не будет границей между
соответствующими породами, ибо часто или даже в большин-
стве своем глинистые породы сложены частицами крупнее не
только 0,005 мм, но и 0,01 мм, а иногда и крупнее 0,05 мм. Не-
которые каолинитовые глины состоят из кристалов в 1—2 мм,
т. е. имеют не только алевритовую и мелкопесчаную, но и гру-
бопесчаную структуру. Таким образом, отделение глинистых от
алевритовых и других обломочных пород производится не по
размеру частиц, а по их минеральному составу.
И все же глинистые породы, как правило, тонкодисперсны,
так как глинистые частицы в подавляющем большинстве весь-
ма мелки, а именно мельче 0,05 мм.
12.2. КЛАССИФИКАЦИЯ И НОМЕНКЛАТУРА
Глинистые, как и все другие, породы классифицируются па
минеральному составу, гранулометрии, взаимоотношению ча-
стиц, степени литифицированности, генезису и прикладным
свойствам.
12.2.1. МИНЕРАЛОГИЧЕСКАЯ КЛАССИФИКАЦИЯ
Классификация по минеральному составу — основная, так
как этот признак системный, выражающий сущность системы
глин.
Каковы же возможности подразделения глин по минераль-
ному составу? Они значительны и определяются структурными,
т. е. кристаллохимическими, и химическими особенностями сла-
гающих их глинистых частиц. Однако с первого взгляда и
структурно и химически глинистые минералы кажутся однооб-
разными: все они имеют слоистый тип кристаллической струк-
туры, т. е. являются слоистыми, или филлосиликатами (Белов,
1961; Грим, 1956, 1967; Дир, Хаун, Зусман, 1966; Дриц, Сахаров,
1976; Рентгеновские..., 1965), что как будто дает мало возмож-
ностей для выделения минеральных видов по структуре. Хими-
чески почти все они алюмосиликаты, лишь немногие минералы
могут рассматриваться как феррисиликаты (лептохлориты, или
группа хрупких слюд) или магнезиальные (палыгорскит, сепио-
лит). И тем не менее глинистых минералов десятки или сотни,
и глинистая минералогия — самая сложная. Несмотря на ог-
ромные достижения в ней за последние годы, открытия новых
минералов и пересмотр их классификаций продолжаются. Мно-
гообразие глинистых минералов определяется как структурны-
ми вариациями (Crystal..., 1980 и др.), так и химическими от-
личиями.
Основой строения глинистых минералов, как и всех филло-
силикатов (слюд и слюдоподобных минералов), являются два
255
элемента: кремнекислородные тетраэдры и алюмогидроксиль-
ные октаэдры (рис. 12.1). Каждый из них, соединяясь с одно-
типными элементами, создает свои самые элементарные слои —•
сетки: тетраэдрические и октаэдрические. Их следует рассмат-
ривать как структурные элементы более высокого порядка., Раз-
нородные сетки, сочетаясь, образуют еще более сложные струк-
турные элементы — пакеты, или слои (Дриц, Коссовская, 1984,
1985; Рекшинская, 1966; Зхус, 1966; и др.). По сочетаниям в
них сеток различаются минералы с двух- (1:1), трех- (2:1, т. е.
две октаэдрические сетки, разделенные тетраэдрической) и ус-
ловно с четырехэтажными .(2:1:1) слоями, причем в последнем
^случае октаэдрическая бруситоподобная сетка занимает особое
положение между трехэтажными пакетами и называется не-
редко как «межслой». Кроме того, при нерегулярном чередова-
нии слоев разных типов, отражающем, например, бесчисленные
фазы взаимопереходов минералов друг в друга или незаконо-
мерные срастания, выделяются смешанослойные минералы
(СМ).
Сетки считаются бесконечными по горизонтальным осям ко-
ординат (а и Ь), и только в группе магнезиальных силикатов
они, видимо, прерываются по одной оси через 5 (палыгорскит)
и 8 (сепиолит) октаэдров. Помимо общего для всех филлосили-
катов прерывания или ослабления связи по вертикальной ко-
ординатной оси (по оси с), выражающейся в совершенной спай-
ности по базису, это приводит как бы ко второй спайности, что
и выражается волокнистой или ленточной формой кристалли-
ков. Кристаллическую структуру магнезиальных силикатов счи-
тают слоисто-ленточной или ленточно-слоистой.
При выделении минеральных видов и разновидностей ис-
пользуют более тонкие структурные особенности, например раз-
ворот сеток внутри слоя вокруг вертикальной оси на определен-
ный угол и сдвиг относительно друг друга. Элементарная ячей-
ка кристаллической структуры тогда вместо одного слоя вклю-
чает два,'три и шесть слоев, что обозначается цифрой перед М
или Т (моноклинная или триклинная сингония). Таким об-
разом, в зависимости от строения слоя, расположения слоев
относительно друг друга и количества слоев в элементарной
ячейке возникают политипы, например в гидрослюдах 1М —
моноклинная решетка из одного слоя (низкотемпературные
аутигенные минералы типа глауконита с удлиненно-пластинча-
той, или щепковидной, формой чешуек) и 2Mi — моноклинная
решетка включает два слоя, что образуется при метагенетиче-
ских изменениях и выражается в изометрично-пластинчатой
форме чешуек (гидромусковиты и др.). Цифры 1, 2 или буква
d справа внизу означают соответственно поворот смежных сло-
»ев вокруг оси с на 60, 120° или разупорядоченные повороты то
на 60, то на 120°, определяющие нерегулярность, дисперсность
или «разболтанность» структуры.
256
Рис. 12.1. Кристаллическая структура глинистых минералов:
а — кремнекислородный тетраэдр; б — алюминиево-гидроксильный
октаэдр; слоистая структура: £ — двухсеточная структура группы као-
линита— серпентинита; г — трехсеточная структура группы талька —
пирофиллита; д — трехсеточная структура группы слюд, сЛои прочно
связаны крупным катионом калия; е — четырехсеточная' структура
хлоритов — трехсеточный слюдистый слой регулярно чередуется с ок-
таэдрической бруситовой сеткой; ж — трехсеточная подвижная струк-
тура смектитов (монтмориллонитов) — межслоевое пространство вме-
щает много разных катионов и полярные молекулы воды; з — ленточ-
но-слоистая структура магнезиальных силикатов — палыгорскита —
сепиолита
9 Зак. 357
257
Химические особенности, которые тем или иным образом
отражаются и в структурных параметрах, дают большие воз-
можности различать глинистые минералы и их варианты, раз-
новидности и модификации, т. е. низшие ранги многоуровенной
иерархии глинистых минералов, а также отчасти и более высо-
кие — подгруппы и некоторые группы. Химические вариации
определяются прежде всего широким изоморфным замещением
структурных позиций А1 (от 0 до 100%) и Si (неполным, но
значительным, до 1/4) на катионы той же или меньшей валент-
ности. В последнем случае слой перестает быть электрически
нейтральным и приобретает отрицательный заряд, который ком-
пенсируется поглощением из поровых вод или из морской воды
(при переносе и седиментации) катионов К, Na, Са, НзО (три-
оксоний) и других, называемых поглощенными, или поглощен-
ным комплексом. Крупный катион К в слюдах и гидрослюдах
располагается в лунке между атомами кислорода тетраэдриче-
ской сетки (они образуют гексагональную ячейку) и тем самым
оказывается структурно фиксированным и прочно связанным.
Поэтому он, как и Na в парагонитах и Са в хрупких слюдах,
не относится к обменным катионам. Другие же катионы, рас-
полагающиеся в межслоевых пространствах и связанные со
слоями менее прочно, являются обменными. Кристаллическая
решетка приобретает способность раздвигаться и набухать при
поглощении межслоевым пространством дипольных молекул
воды и крупных ионов и органических веществ, что макси-
мально проявляется в монтмориллонитах и других смек-
титах.
Если октаэдрические позиции заняты только или в подав-
ляющем большинстве своем трехвалентными катионами — А1,
Fe3*, Сг и др., то могут быть заняты лишь две позиции. Такие
минералы называются диоктаэдрическими. Если октаэдричес-
кие позиции заняты преимущественно Fe2*, Mg, Zn, Ni, Си, Мп
и другими двухвалентными катионами, то вместо двух трехва-
лентных атомов в них могут быть фиксированными три атома,
что позволяет такие минералы называть триоктаэдрическими.
Хотя резкой границы между ди- и триоктаэдрическими минера-
лами нет (а есть постепенный переход при широком изомор-
физме), но эти различия все же могут быть использованы для
выделения минеральных видов. Л. Г. Рекшинская по этому
признаку выделяет более крупные единицы — подгруппы ми-
нералов (табл. 12.1).
В классификации Л. Г. Рекшинской, как и во всех других,
в первом подразделении выделяются аморфные (аллофаны) и
кристаллические глинистые минералы. Первые редки и во мно-
гом еще неясны, поэтому почти все глинистые минер'алы надо
считать кристаллическими в противоположность, например,
окисным, среди которых аморфное состояние весьма типично.
По минеральному составу выделяются мономинеральные,
олигомиктовые (малосмешанные), мезомиктовые (среднесме-
258
А. Аморфные — аллофаны
Б. Кристаллические
Классификация глинистых минералов, по Л. Г. Рекшинской (1988)
Таблица 12.1
Структура Слоистая Слоисто-ленточная
Тип слоя 1:1 2:1 2:1:1 2:1
Г руппа I. Каолинита— серпентина II. Пиро- филлита — талька III. Слюд IV. Верми- кулита V. Смектита (монтмориллони- та — сапонита) VI. Хлорита VII. Сме- шанослой- ных VIII. Палыгор- скита — сепио- лита
Заряд слоя q 0 0 0,7—1,0 0,6—1,0 0,6—0,9 меняется меняется меняется
^001 (А) 7,2 9,2 10,0 14,5 12,5—15,5 14 10,5 и 12,3
гаэдров — минералы' диоктаэдрические п/г каолинита каолинит диккит накрит галлуазит аноксит п/г пиро- филлита п/г нормаль- ных слюд мусковит парагонит фенгит п/г хрупких слюд маргарит п/г гидрослюд иллит серицит глауконит п/г верми- кулита ди- октаэдри- ческого п/г монтмо- риллонита монтморилло- нит нонтронит волконскоит бейделлит п/г хлорита диоктаэдричес- кого донбассит судоит кукеит тосудит п/г упоря- доченных ректорит (Сл-М) коррейсит (Хл-Сп) п/г неупо- рядоченных Сл-См См-Хл К-См К-Сл Хл-В Сл-Хл-См и др. палыгорскит d110 = 10,5 А лента из 2-х цепочек сепиолит d110 == 12,3 А лента из 3-х цепочек
Заполнение ок триоктаэдрические п/г серпентина хризотил антигорит лизардит п/г бартьерина бартьерин кронштедтит тюрингит гриналит амезит п/г талька п/г нормаль- ных слюд флогопит биотит п/г гидрослюд гидробиотит п/г хрупких слюд клинтонит п/г верми- кулита триоктаэд- рического п/г сапонита сапонит гекторит циннвальдит медмонтит п/г пеннина— клинохлора пеннин клинохлор п/г шамозита шамозит
Сокращения: п/г—подгруппа; Сл — слюда, См — смектит, Хл — хлорит, Сп — сапонит, К — каолинит, М — монтморилло-
® нит, В — вермикулит; q — заряд слоя на 1 /2 элементарной ячейки; «лента из 2-х (3-х) цепочек» — ширина лент.
шанные) и полимиктовые (сильносмешанные) группы
(табл. 12.2).
Таблица 12.2
Минералогическая классификация глинистых пород
Мономинеральные ц олигомиктовые Мезомиктовые и полимиктовые
Каолититовые (каолины) Монтмориллонитовые Гидромусковитовые (серици- товые) Глауконитовые Нонтронитовые Серпентиновые Палыгорскитовые Сепиолитовые Волконскоитовые каолинит-гид рослюдистые гидрослюда-смектитовые смектит-гидрослюдистые г хлорит- смектито вые хлорит-гид рослюдистые гидробиотит-вермикулит-глауко - китовые каолинит-хлорит-гидрослюдис- тые палыгорскит-монтмориллонито- вые и др.
12.2.2. КЛАССИФИКАЦИЯ ПО СТЕПЕНИ
ЛИТИФИЦИРОВАННОСТИ
В своей длительной истории глинистые породы проходят ряд
стадий изменения, которые настолько сильно меняют их пет-
рографические свойства, что они выражаются специальными
названиями.
1. Илы глинистые — водонасыщенные, обладающие свойст-
вом текучести, что выражается в способности растекания тон-
ким или толстым слоем под действием собственного веса (мас-
сы), т. е. они жидкие или вязкие; характеризуются пределом
текучести.
2. Глины — размокающие в воде пластичные породы, раз-
личающиеся по степени липкости, текучести, пластичности как
мягкие скрытотекучие, липкие и вязкие, ограничивающиеся пре-
делом пластичности.
3. Аргиллиты — неразмокающие глинистые породы полутвер-
дого физического состояния (при разрушении обнаруживают
признаки пластичности), ограничивающиеся пределом усадки.
4. Глинистые сланцы — не размокают, приобретают рторич-
ные сланцеватую текстуру и лепидобластовую структуру, ука-
зывающие на метаморфическую перекристаллизацию,' имеют
твердое физическое состояние.
Каждая из этих градаций отличается степенью гидратиро-
ванности, природой и видами структурных связей (табл. 12.3).
12.2.3 . СТРУКТУРНЫЕ КЛАССИФИКАЦИИ ГЛИН
Хотя глины в подавляющем большинстве тонкодисперсны и
визуально незернисты, т. е. по структуре «пелитовые», они тем
не менее различаются по сильно варьирующему размеру мик-
260
Природа и характер структурных связей в глинистых породах различных типов
(по В. Д. Ломтадзе, 1970, с. 270)
Таблица 12.3
Степень литификации Тип породы Физическое состояние Степень гидратирован- ности Физическая природа структурных связей Вид структурных связей, образующихся прн определенных геологических условиях
Предельно малая глинистый ил текучее, скрытотекучее весьма высокая молекулярные, отчасти магнитные тиксотропно-коагуляционные
Малая глина мягкая скрытотекучее, явно- или скрытовязкоплас- тичное, пластичное высокая молекулярные, магнитные тиксотропно-коагуляционные
Средняя глина уплотнен- ная явно- или скрытоплас- тичное умеренная молекулярные, магнит- ные, частично ионные коагуляционно-тиксотропные, цементационные — конденсаци- онно-кристаллизационные
Высокая аргиллит полутвердое малая ионные, магнитные, час- тично атомные (ковалент- ные) и молекулярные кристаллизационно-конденсаци- онные (цементационные) и под- чиненные коагуляционные
Предельно высокая аргиллит слан- цеватый твердое очень малая ионные, атомные (кова- лентные) кристаллизационно-конденсаци- онные (цементационные)
рочастиц — чешуек, а также по их взаимоотношению. Глини-
стые кристаллы варьируют от 1—2 до 0,0001 мм и, возможно,
более мелкого размера, т. е. диапазон размеров не менее пяти
порядков.
М. Ф. Викулова (1957) выделяет тонкодисперсные (мелкопе-
литовые), состоящие в основном из чешуек мельче 0,001 мм, и
крупнодисперсные (крупнопелитовые), в которых преобладают
частицы 0,01—0,001 мм. В первых при растирании в пальцах,
пробе на зуб или резании ножом не ощущается примесь алев-
ролитовых или песчаных частиц, чем их можно отличить от
крупнодисперсных при макроскопическом изучении. Кроме того,
при скатывании в сыром виде они дают длинные шнуры тол-
щиной менее 0,5 см, а крупнодисперсные — более короткие и
толстые. Крупнопелитовые глины по существу имеют алевроли-
товую, а если выделять и грубочешуйчатые, или «грубопелито-
вые», то и песчаную структуру. Поскольку глинистые частицы
практически всегда тонколистоватые, т. е. чешуйчатые, то мож-
но их гранулометрические типы называть тонко- (<0,001 мм),
мелко- (0,001—0,005 мм), средне- (0,005—0,01 мм), крупно-
(0,01—0,05 мм), грубо- (0,05—0,1 мм) и весьма (или очень)
грубочешуйчатыми (>0,1 мм), или гиганточешуйчатыми (гига-
чешуйчатыми). У палыгорскитов и сепиолитов форма кристал-
ликов ленточная, или волокнистая, что делает глины похожими
на войлок, называемый у палыгорскитов «горной кожей».
Глинам свойственны оба типа структур по взаимоотношению
чешуек: конформно- и неконформно-чешуйчатые. Первые явля-
ются как первичными (элювиальными и метасоматическими),
так и вторичными, возникшими на стадии метагенеза при мета-
морфизме, например у глинистых сланцев, развившихся по
аргиллитам. Это лепидобластовые структуры, которые свиде-
тельствуют о стесненном росте чешуек в твердом теле, т. е. о
твердотельных преобразованиях. Неконформно-зернистые гли-
ны, обладающие обломочной, обломочно-чешуйчатой структура-
ми, возникают при механическом переотложении глинистых
осадков и пород и при механическом и физическом выветрива-
нии мусковитовых, биотитовых, хлоритовых и других глинистых
сланцев. Резкое преобладание глинистых пород с обломочной
структурой свидетельствует о гигантских масштабах переотло-
жения.
12.2.4 . КЛАССИФИКАЦИИ ПО ПРИМЕСЯМ
Глинистое вещество смешивается в любых пропорциях с об-
ломочными, карбонатными, кремневыми, сульфатными, органи-
ческими и другими компонентами, в результате чего образуются
ряды смешанных пород. Они классифицируются по общим пра-
вилам. Выделяются чистые (примесей меньше 5 или 10%) и
слабо- или сильнопримесные глины (примесей соответственно
10—25 и 25—50%): если это алеврит, то глины называются
262
алевритистыми и алевритовыми, если песок — песчанистыми и
песчаными, если известь — известковистыми и известковыми
(это также глинистые мергели), если кремневое вещество —
кремнистыми и кремневыми, или опоковидными. Аналогично
строятся названия и других смесей.
О подразделении глин по огнеупорности см. 12.8.2.
12.3. МЕТОДЫ ИЗУЧЕНИЯ
Глинистые породы наиболее трудны для изучения, что опре-
деляется их большой дисперсностью, нередко слабой окристал-
лизованностью, сходством оптических и кристаллографических
признаков минералов, их изменчивым химическим составом,
смешанным, часто гетерогенным и неравновесным минеральным
составом пород, отражающим господствующие процессы пере-
отложения и медленность процессов трансформации минералов.
Поэтому в отношении глин разработано наибольшее число ме-
тодов диагностики минералов, использующих новейшие дости-
жения физики и химии (Методическое..., 1957; Методы..., 1957;
Милло, 1968; и др.). Важнейшими методами являются: 1) мак-
роскопическое изучение, включающее опробование водой на
размокание, соляной кислотой — на присутствие извести, метод
капли, окрашивание суспензий органическими красителями, изу-
чение с лупой и под бинокуляром сколов, срезов или пришлифо-
вок и др.; 2) изучение в шлифах под микроскопом; 3) иммерси-
онный метод, в частности способ ориентированных агрегатов;
4) гранулометрический анализ; 5) термический анализ; 6) элек-
тронно-микроскопический; 7) рентгенодифрактометрический и
другие методы рентгеноструктурного анализа; 8) электроногра-
фический; 9) химические анализы; 10) инфракрасная спектро-
скопия (ИКС); И) специальные методы изучения крепости,
твердости, пористости, влажности, адсорбционных свойств, ог-
неупорности и других физических и механических свойств.
12.3.1. МАКРОСКОПИЧЕСКОЕ ИЗУЧЕНИЕ
Чтобы назвать глинистую породу глиной или аргиллитом,
надо опробовать ее на размокаемость в воде. Для этого не-
большой кусочек породы (около 1 см3 или меньше) помещают
в воду. Глины размокают сразу или спустя минуты — десятки
минут и превращаются в пластичную массу. Глины, размокаю-
щие в течение нескольких часов или суток, относят к уплотнен-
ным, или аргиллитоподобным. Глинистые сланцы также не
размокают, чем они отличаются от внешне похожих первично-
листоватых глин. Наряду с размокаемостью надо отмечать на-
бухаемость, особенно заметную у смектитовых глин, которые
макроскопически этим и отличаются.
263
Окраска глин разнообразна и определяется составом как по-
родообразующих, так и примесных минералов и свидетельству-
ет об условиях образования. Надо иметь в виду, что влажность
усиливает цвет и оттенок, а высыхание — ослабляет. Поэтому
надо записывать, в каком состоянии наблюдался цвет. Лучше
его фиксировать и в сухом и во влажном состояниях. Большин-
ство глинистых минералов бесцветные, и поэтому чистые глины
чаще всего белые или светло-серые: таковы каолины, гидромус-
ковитовые, многие монтмориллонитовые, палыгорскитовые и не-
которые другие глины. Но у глин распространен и зеленый цвет,
особенно у глауконититов, хлоритовых, нонтронитовых, серпен-
тиновых, волконскоитовых глин; нередок он и у монтмориллони-
товых. Чаще всего зеленый цвет определяется вхождением в
кристаллическую решетку минерала двухвалентного железа.
Поэтому при окислении такие глины буреют. Гидробиотит при-
дает породам желтовато-коричневый оттенок.
Глины как тонкодисперсные породы легко и в больших ко-
личествах адсорбируют из гидросферы гидроокислы железа, ор-
ганическое вещество и другие красящие соединения и элементы,
которые также их окрашивают в красные, зеленые, серые или па-
лево-коричневатые (битумы) цвета. Сульфиды железа придают
глинам серый и сизый, часто весьма темный цвет. Красно- и
пестроцветные глины характерны для аридных зон, но встреча-
ются и в латеритном профиле выветривания. Пестрая окраска
возникает и при неполном окислении железозакисных соедине-
ний, и при неполном, часто точечном восстановлении окисных
соединений железа.
Структура глинистых пород визуально пелитовая, т. е. поро-
да незернистая, как бы бесструктурная (порода «сплошная»,
землистая), или в зависимости от заметного (больше 10%) со-
держания примесей — алевропелитовая, псаммопелитовая, фи-
топелитовая (при участии растительных остатков) и т. д. Чи-
стые глины структурно определяются и как тонкоотмученные,
т. е. лишенные зернистой примеси. Каолины угольных пластов,
развившиеся по пепловым туфам в кислых условиях торфяных
болот, нередко гигакристалличны, что выражается и в их на-
звании «микалиты» («слюдяные камни»); их структура может
быть названа микалитовой, т. е. слюдяной.
Текстура неслоистая, скорлуповатая (из-за проявления кол-
лоидных сил) и слоистая. Слоистость тонкая миллиметровая,
или субмикроскопическая, а также листоватая, мелкослоистая
сантиметровая и реже более грубая. Обычны кучерявые (дей-
ствие корней растений) и оползневые текстуры, а в сланцах —
сланцеватость и кливаж.
Минеральный состав определяется точно или предположи-
тельно. По зеленому цвету чистых тонов определяются глауко-
нитовые глины, а по более грязному — хлоритовые, по желто-
вато-зеленому цвету — нонтронитовые и другие смектитовые, а
также лептохлоритовые и волконскоитовые. По набухаемости
264
четко определяются смектитовые глины или участие слоев смек-
титовых минералов в структуре смешанослойных пакетов. При
этом Na-монтмориллонитовые глины (асканиты, гюльаби, ог-
ланлинские бентониты и др.) заметно увеличивают свой объем,,
жадно впитывают воду и даже иногда как бы слабо разогре-
ваются. При преобладании в составе поглощенного комплекса
Са (кил, гумбрин, нальчикиты и др.) разбухание слабое, но они
хорошо мылятся даже в морской воде. Набухающие глины про-
являются в «раскисших» в дождь дорогах и в степных блюдцах
из-за просадочности земли.
Чистые каолины устанавливаются на ощупь (они жирные, как
тальк) и по белому цвету, отсутствию набухания, в редких слу-
чаях по крупной кристалличности, «слюдистости».
Минеральный состав полимиктовых глин в образцах уста-
навливается предположительно.
Пример краткого описания образца глины в виде расширен-
ного названия. «Глина темно-серая (в сухом состоянии), алев-
ропелитовая, неотчетливо тонкослоистая, слабоскорлуповатая,
с раковистым изломом, размокающая (20 мин), полимиктовая,
вероятно, в основном гидромусковитовая, слабоизвестковая, с
тонкорассеянным растительным детритом (аттритом), с отпечат-
ками мелких раковин двустворок, свежая, невыветрелая». •
12.3.2. МЕТОД КАПЛИ
Метод, разработанный чешским литологом Иржи Конта
(1955), основан на различной скорости впитывания воды или
другой жидкости (например, используемого автором этиленгли-
коля) ровной или отшлифованной поверхностью глины, на раз-
личиях формы мокрого пятна, ровности или вспученности его
поверхности. Каолины быстро впитывают каплю воды (0,5 мин)
и этиленгликоля (3,5 мин), поверхность пятна гладкая, круглая,
малых размеров, края ровные. Монтмориллонитовые глины
впитывают дольше (4 мин и десятки минут), размер пятна
больший, края неровные, с амебовидными выростами, поверх-
ность вспученная, набухшая. Гидрослюды занимают промежу-
точное положение, но ближе к каолинам, а сепиолиты имеют
меньшие параметры, чем каолинит.
12.3.3. МЕТОДЫ ОКРАШИВАНИЯ
ОРГАНИЧЕСКИМИ КРАСИТЕЛЯМИ
Методы, разработанные Н. Е. Веденеевой, М. Ф. Викуловой
(1952) и М. А. Ратеевым (1952), основаны на способности ме-
тиленового голубого, бесцветного солянокислого бензидина,
хризоидина и некоторых других органических красителей менять
свой цвет и спектр поглощения в зависимости от прочности ад-
сорбции их крупных катионов базисной поверхностью глинистых
частиц, что в свою очередь определяется кристаллохимическими
265
способностями минералов (отсюда возможность их диагности-
ки) и условиями адсорбции (концентрация и pH раствора, вли-
яние добавляемых реактивов — КС1, НС1 и др., плотность сус-
пензии и т. д.). В основе метода, таким образом, явления,
близкие к катионному обмену.
Методика и процедура окрашивания описана в ряде руко-
водств (Методическое руководство..., 1957, с. 229—269; Фролов,
1964, с. 214—219; и др.). Популярный в прошлом метод приме-
няется все реже.
12.3.4. ИЗУЧЕНИЕ В ШЛИФАХ ПОД МИКРОСКОПОМ
Хотя изучение глинистых пород в шлифах из-за их большой
дисперсности, частой слабой окристаллизованности, близости
оптических констант, изменчивости и смешанности состава да-
ет менее определенные результаты по сравнению с изучением
обломочных, карбонатных и многих других пород, оно остается
основным лабораторным методом и единственным из них, обла-
дающим почти полной комплексностью и всесторонностью. С не-
го и начинается весь цикл лабораторного изучения глин, как
и всех других пород. Содержание и порядок изучения для них
общие.
Цвет и степень прозрачности или, наоборот, непрозрачности
указывают на минеральный состав и примеси: железистое
(окисное или сульфидное), углистое, битумное делают глину
малопрозрачной или совсем «забивают» (маскируют) прозрач-
ные глинистые минералы, делая породу непрозрачной. Важно
улавливать зеленые оттенки (хлориты, глаукониты и др.). Не
надо забывать посмотреть шлиф и в отраженном свете.
Строение часто сложное, разноуровенное. Надо начинать с
крупной неоднородности, например со слоистости, обусловлен-
ной разным составом или строением. Отчленив прослойки не-
глинистого материала (их лучше описать во включениях), опи-
сывают глинистые слойки или участки.
Структура глинистого вещества описывается всесторонне;
типы ее — по взаимоотношению (неконформная обломочная
или, наоборот, Конформная, лепидобластовая), размеру, сорти-
ровке или отмученности, а также по количеству рассеянной не-
глинистой примеси. Как правило, в обычные микроскопы уда-
ется разглядеть только частицы до 0,001 мм. Оцениваются их
содержание, степень разночешуйчатости и указывается ориен-
тировочно содержание более тонких частиц, которые чаще всего
отмечаются как «и более мелкие». В элювиальных глинах опи-
сываются реликты первичных структур пород, которые переро-
дились в глины. Наиболее часто такой «просвечивающейся»,
псевдоморфной оказывается витрокластическая структура туфа.
Нередки также и неглинизированные останцы пород.
Текстура глинистого вещества бывает беспорядочной или
ориентированно- или упорядоченно-чешуйчатой, реже ихнито-
266
вой, или биотурбитовой. Первая выражается в «непогасании»,
т. е. в агрегатном погасании: при вращении столика картина
в скрещенных николях не меняется, так как одни чешуйки
погасают, а другие выходят из погасания. Наоборот, любая
степень ориентировки, т. е. параллельного расположения че-
шуек, выражается в тех или иных максимумах просветления и
погасания, и чем выше степень упорядоченности, тем больше
порода начинает вести себя как текстурированный поликри-
сталл, имитирующий монокристалл. Более сложные микротек-
стуры — сетчатые, петельчатые или «пятнистые», образующиеся
при участковой ориентировке (а иногда и перекристаллизации)
чешуек вокруг корешков растений, песчаных или раковинных
включений и микроконкреций. В таких породах отмечают, что
«текстура беспорядочная, участками (вокруг корешков и пес-
чинок) слабоориентированная».
Минеральный состав глинистого вещества в шлифе устанав-
ливается более достоверно по сравнению с макроскопическим
изучением, а мономинеральные глины определяются почти всег-
да уверенно по цвету, показателю преломления и двупреломле-
нию, а также отчасти и по форме чешуек (табл. 12.4). Напри-
мер, каолинит узнается как почти изотропный минерал (пё —
Пр=§№2, реже до 0,006), в лучшем случае имеющий серые
интерференционные окраски, и по не низкому для глин (1,566
и 1,560) показателю преломления, превышающему таковой у
кварца (но не намного). Иногда удается увидеть почти гекса-
гональную форму чешуек. Монтмориллонит прямо противопо-
ложен каолиниту как по двупреломлению (оно довольно высо-
кое, до 0,02), выражающемуся в ярких белых и желтых цветах
интерференции, что при ничтожной толщине свидетельствует
о довольно значительном двупреломлении, и по очень низкому
(часто <1,500) показателю преломления; и форма чешуек его
иная, часто хлопьевидная. Гидромусковит похож на него дву-
преломлением, но отличается значительно более высоким пока-
зателем преломления и четкой щепковидной формой. Глауконит
узнается по зеленому цвету (а почти бесцветные чешуйки мо-
гут пропускаться), чаще всего отличному и от цвета хлоритов,
которые обычно имеют низкое двупреломление, из-за которого
они часто не устанавливаются. Гидробиотит, стильпномелан,
вермикулит обычно желтоватые, а преломление и двупреломле-
ние выше таковых у кварца и каолинита. Магнезиально-сили-
катные глины помимо волокнистой формы частиц имеют низкое
преломление и среднее для глин двупреломление, т. е. сходны
с монтмориллонитом. Смешанослойные минералы и глины это-
го состава в шлифах практически не устанавливаются. Требу-
ется обязательное применение рентгеновской дифрактометрии и
других «разрешающих» методов.
Минеральный состав полимиктовых глин, естественно, опре-
деляется труднее по сравнению с мономинеральными. Однако и
при их изучении шлиф дает немало. Наиболее определенно
267
Т аблица 12.4
Оптические свойства основных глинистых минералов
Минерал Показатели преломления Двупрелом- ление Характерные особен- ности
"в "р ng~nP
Аллофан 1,468—1,480 1,512 часто изотропен редкий, землистый и твердый (3), хрупкий
Каолинит 1,560—1,570 1,533—1,563 0,006—0,007 и меньше белый, жирный на ощупь, почти изотро- пен
Галлуазит 1,507—1,550 1,507—1,550 0,002, практически изотропен редкий
Гидромуско- вит (иллит) 1,570—1,590 1,550—1,570 0,010—0,036
Серицит 1,570—1,600 1,560—1,580 0,020-0,040 в основном метагене- тический
Глауконит 1,570—1,660 1,545—1,630 0,020—0,030 морской, гальмироли- тический
Гидробиотит 1,582-1,630 1,545—1,600 0,020—0,040
Вермикулит 1,545—1,585 1,525—1,561 0,014—0,040 желтоватый, набухаю- щий
Монтморил- лонит 1,500—1,565 1,480—1,540 0,014—0,035
Нонтронит 1,550—1,650 1,540—1,620 0,020—0,035 в корах выветривания основных и ультраос- новных
Сапонит 1,510—1,525 1,480—1,490 0,010—0,030 довольно редкий
Гекторит 1,510 1,485 0,025 то же
Бейделлит 1,531—1,588 1,494—1,559 0,019—0,040 редкий
Пеннин 1,570- -1,580 0,003 светло-зеленый
Клинохлор 1,570—1,605 0,003—0,014
Шамозит 1,620—1,660 0,010—0,023 желто-зеленый
Тосудит 1,574 1,564 0,010 ди-триоктаэдрический
Судоит (донбассит) 1,583 1,569 0,014 диоктаэдрический
Палыгорскит 1,512—1,560 1,500—1,513 0,007—0,020 синоним «горная ко- жа» — «войлок»
Сепиолит 1,508—1,548 1,498—1,536 0,009—0,015 волокнистый
Смешано - слойные 1,512—1,620 1,490—1,600 0,010—0,035 Сл-ГМ, См-Хл, К-См- К-ГМ неупорядочен- ные
Ректорит Корренсит 1,559 1,519 0,040 упорядоченный Сл-См » Хл-См
268
устанавливаются глауконит, гидромусковит, даже если они
присутствуют в виде единичных чешуек или зерен. Практически
изотропные хлориты, особенно в почти бесцветных мелких че-
шуйках, не обнаруживаются. Но самым трудным минералом
для диагностики в смесях является каолинит: он бесцветен и
фактически изотропный, поэтому легко маскируется даже в ко-
личествах до 50% более высокодвупреломляющими гидрослю-
дами и другими филлосиликатами.
Резко различны для диагностики и неглинистые минералы
пелитолитов. Узнаются легко даже единичные зерна кальцита
и кварца: первый — по ярким цветам интерференции, резкому
рельефу и изометричной форме, второй — по белому цвету ин-
терференции и четкой изометричной форме. Опал, наоборот, не
узнается даже в количестве десятков процентов, хотя в элек-
тронном микроскопе четко видны и отдельные леписферы. Почти
также трудно диагностируется и рассеянный халцедон.
Глины размокающие и аргиллиты в шлифе не различаются,
а глинистые сланцы по сланцеватости и лепидобластовой струк-
туре определяются просто.
12.3.5. ИММЕРСИОННЫЙ МЕТОД
В применении к глинам метод получил название метод ори-
ентированных агрегатов, так как чаще (и проще) всего изучают
не кусочек породы, а осадок глинистых частиц из приготовлен-
ной суспензии. В спокойной воде листочки глинистых минералов
ложатся (например, на подвешенную стеклянную пластинку) из
суспензии параллельно друг другу, образуя текстурированный
поликристалл. После высыхания глинистую пленку очищают
лезвием бритвы и изучают кусочками в иммерсионных жидко-
стях: определяют показатель преломления пт, а на неизбежных
заворотах пленки, когда упорядоченный агрегат частиц стано-
вится своими частицами примерно вертикально предметному
стеклу, — и двупреломление. Метод нетрудоемок, универсален,
достаточно точен и может применяться в полевых условиях и
на борту научных судов.
Другой вариант иммерсионного метода — мазки на предмет-
ном стекле из капли свежих современных осадков, например
поднятых со дна моря на борту судов; после подсыхания гли-
нистая и алевритовая части изучаются в жидкостях с разными
показателями преломления. Мазки можно делать и из уплот-
ненных глин, и из аргиллитов и глинистых сланцев после их
растирания. В мазках изучаются биофрагменты и другие ком-
поненты осадков и пород.
12.3.6. ГРАНУЛОМЕТРИЧЕСКИЙ АНАЛИЗ
Поскольку большинство глинистых пород — механогенные
осадки, гранулометрический анализ становится важнейшим ме-
тодом изучения их структуры и выявления генетических при-
269
знаков осадка. Анализу подвергаются практически только раз-
мокающие глины, а из неразмокающих — карбонатные, так как
карбонат может быть удален соляной кислотой: обрабатывается
раздробленная порода. Гранулометрический анализ глин по-
шлифу дает значительно меньше, чем для песков.
Разделение глины на тонкие фракции затрудняется агреги-
рованием частиц. Агрегаты возникают при выветривании, пере-
носе, осаждении (в частности, как копролиты, т. е. в процессе
биоагрегации) и диагенезе. Если агрегаты образовались до
гальмиролиза и диагенеза, то их разрушение, т. е. дезинтеграция
на отдельные глинистые чешуйки (дисперсионный анализ), дает
искаженный гранулометрический состав. Но и сохранение (аг-
регатный анализ) или частичное разрушение (микроагрегатный
анализ, когда сохраняются от дезинтеграции наиболее прочные
мелкие агрегаты) также вносят искажения. Кроме того, из-за
расщепляемости глинистых частиц при растирании или набуха-
нии можно получить неправильный гранулометрический состав:
сколько потрешь глину, столько и получишь глинистых частиц.
Водорастворимые соли (хлориды, сульфаты), способствую-
щие агрегированию, вымываются водой, лучше дистиллирован-
ной, или при иной обработке (Рухин, 1961, с. 501—506; 1969;
Фролов, 1964, с. 207—209).
Глинистые породы, как и близкие к ним по содержанию
глинистого вещества алевриты, чаще всего подвергаются ком-
плексному гранулометрическому анализу, включающему ситовой
анализ и сабанинский и пипеточный методы его продолжения.
Целесообразнее рассеивание производить после удаления гли-
нистого вещества, которое могло бы забить сита. Ситами, на-
боры которых включают и сито с самым мелким отверстием
(около 0,05 мм), разделяются только песчаные фракции. Оста-
ющиеся на поддоне алевролитовая и пелитовая части породы
далее разделяются отмучиванием в воде по А. Н. Сабанину
(1909; см. 13.3.3) и анализируются пипеточным методом.
Пипеточный метод, или метод Робинсона — Качинского, ос-
нован на взятии специальной мерной пипеткой из суспензии не-
больших проб (обычно 25 см3) с определенной глубины через-
фиксированное время отстаивания. Недостаток метода для ли-
толога — им не выделяются в достаточном количестве для
дальнейшего изучения фракции (их надо получать специально
из других навесок). Такого недостатка нет в методе Сабанина.
Навеска (10—20 г) взвешивается на аналитических весах,
размачивается в течение суток в дистиллированной воде, кото-
рую затем сливают (с ней уходят электролиты, мешающие
устойчивости и вызывающие коагуляцию суспензии). Навеску
переносят в колбу, заливают примерно десятикратным количе-
ством дистиллированной воды, прибавляют 1 см3 25%-го раст-
вора аммиака и кипятят в течение 1 ч. Одновременно с навес-
кой отбирают пробу весом 10—15 г для определения гигроско-
пической влажности (взвешивают на технических весах с точ-
270
ностью до 0,01 г), помещают ее в заранее взвешенный бюкс
(вес gx) и взвешивают с закрытой крышкой (вес gz). Затем
бюкс с открытой крышкой высушивают до постоянного веса
(ёз) в сушильном шкафу с температурой 105 °C. Перед каждым
взвешиванием бюкс охлаждают в эксикаторе. Влажность в про-
центах есть W = --~ • 100%, т. е. это потеря в весе, отне-
£з — Si
сенная к весу абсолютно сухого грунта и умноженная на 100.
Для каждого образца производят два определения влажности,
расхождения между которыми допускаются до 2%. Из двух
определений берут среднее значение с точностью до 1%.
Основную навеску после кипячения пропускают над боль-
шой фарфоровой чашкой через сито с отверстием 0,1 мм. Ос-
тавшуюся на сите часть навески, которая состоит не только из
песчаных зерен, но и из агрегатов глинистых частиц, не до
конца дезинтегрированных, растирают резиновой пробкой в
фарфоровой чашке. Через то же сито тонкие частицы смывают
до тех пор, пока они не будут отделяться после очередного ра-
стирания. Эти частицы добавляют к суспензии, а оставшуюся
на сите часть просеивают ситами и взвешивают каждую фрак-
цию в сухом состоянии.
Суспензию накапливают в мерном (градуированном) стака-
не на 1 л, добавляют дистиллированную воду до отметки 1 л и
для устойчивости 25%-й раствор аммиака из расчета 0,5 мл на
1 л суспензии. Если все же происходит коагуляция, что хорошо
видно по осветлению верхнего слоя столба жидкости, добавля-
ют больше аммиака, а в крайнем случае устойчивость суспензии
достигается многократным сливанием (лучше с помощью си-
фона) осветленного слоя (естественно, каждый раз добавляют
дистиллированную воду), с которым уводятся водораствори-
мые соли — электролиты.
Перед взмучиванием измеряют температуру суспензии (луч-
ше в другом цилиндре с той же водой), затем взмучивают ме-
шалкой до тех пор, пока вся навеска поднимается со дна, и
оставляют в покое до взятия первой пробы. Время отстаивания
и глубина взятия пробы зависят от многих факторов: удельного
веса и формы частиц, плотности и температуры суспензии.
Рассчитывают время по формуле Стокса (см. 13.3), а прове-
ряют под микроскопом: измеряют размер крупных зерен, взя-
тых отдельной пипеткой с определенной глубины через опре-
деленное время отстаивания. Для расчета скорости падения
частиц >0,01 мм правильнее принимать средний удельный вес
частиц в 2,65, для частиц <0,01 мм — 2,50, так как они обычно
легче кварца и пластинчаты. Глубина отбора проб не должна
быть ближе 5 см от поверхности суспензии и от дна цилиндра
(Рухин, 1961, 1969; Фролов, 1964). Обычно пробу берут с глу-
бины 10 см от поверхности суспензии, а время взятия при раз-
ной температуре приведено Л. Б. Рухиным (табл. 12.5).
271
Таблица 12.5
Время взятия проб при разной температуре
Отбираемая фракция, мм Температура суспензии, °C
10 15 20
Менее 0,05 50 с 44 с
Менее 0,01 26 мин 47 с 23 мин 15 с 20 мин 35 с
Менее 0,005 1 ч 47 мин 1 ч 33 мин 1 ч 22 мин
Менее 0,001 44 ч 30 мин 38 ч 45 мин 23 ч 20 мин
Пипеточным методом определяются содержания тонкого пес-
ка (0,1—0,05 мм), всех алевритовых фракций (0,05—0,01; 0,01—
0,005; 0,005—0,001 мм) и суммарной (неразделенной) пелито-
вой, или собственно глинистой, объединяющей субколлоидную и
коллоидную фракции.
Последовательность отбора проб пипеткой может быть раз-
личной. Втягивание пробы в пипетку производится грушей или
через аспиратор. Длительность наполнения пипетки лучше вы-
держивать в 10, 15, 20 и 30 с соответственно для отбора фрак-
ций <0,05, <0,01, <0,005 и <0,001 мм (Чаповский, 1968).
Отобранные пробы переносят в предварительно взвешенные
фарфоровые чашки или бюксы: пипетку промывают водой, ко-
торую сливают в ту же чашку. Пробы выпаривают при темпе-
ратуре 100—105°, высушивают до постоянного веса, охлаждают
в эксикаторе и взвешивают на аналитических весах с точностью
до 0,01 г. Содержание каждой фракции определяют по формуле
у ЛУ8(100 —С)
где X — среднее содержание фракции меньше данного размера;
А — вес соответствующей пробы после выпаривания; Vi — объ-
ем взятой пробы суспензии (обычно 25 см3), т. е. объем пипет-
ки; У2 — объем супензии (обычно 1 л, т. е. 1000 см3); В — вес
навески с поправкой на влажность (см. выше) и на содержа-
ние водорастворимых солей; С — содержание фракций крупнее
0,1 мм, т. е. той части навески, которая осталась на сите 0,1 мм.
Содержание водорастворимых солей определяют по разности
навески до (Во) и после (В) их отмывания, т. е. в=В0—В. Так
же определяют и потерю от обработки соляной кислотой.
Пример расчета. Навеска 15 г с влажностью 10%. Фракций
крупнее 0,1 мм оказалось 1,25 г. Пробы <0,05, <0,01, <0,005
и <0,001 мм после высушивания соответственно весили 0,3, 0,2,
и 0,18 и 0,1 г. Вес навески в абсолютно сухом состоянии равен
'В = -^-1-~)- = 13,64 г. Часть породы крупнее 0,1 мм состав-
1~25 • 100
ляет ’ - м—=9,2%. Фракция мельче 0,05 мм составляет
272
— ———t-^- = 80,0%. Другие фракции, рассчитанные,
аналогичным образом, составляют 53,4; 47,9 и 26,6%. Отсюда
содержание дробных гранулометрических фракций равно (%):.
Крупнее 0,1 мм 9,2 0,01—0,005 53,4—47,9= 5,5
0,1—0,05 90,8—80,0=10,8 0,005—0,001 47,9—26,6=21,3
0,05—0,01 80,0—53,4=26,6% мельче 0,001 26,6
Сумма 100%
Графическая обработка данных анализов обычная (см. 13.3).
Ареометрический метод по сравнению с пипеточным менее
трудоемок и быстр, но менее точен. Ареометр — стеклянный,
градуированный прибор в виде утолщенной и более тяжелой
нижней части — луковицы — и тонкого цилиндрика-стержня с
делениями (с точностью до 0,001, а отсчеты берутся на глаз с
точностью до 0,0002). Метод основан на законе Архимеда: вся-
кое тело, погруженное в жидкость, теряет в своем весе столько,,
сколько весит вытесняемая им жидкость. При постоянном объе-
ме ареометра его погружение в суспензию будет тем большим
с течением времени, чем менее плотной будет становиться сус-
пензия по мере осаждения более крупных фракций пробы (Лом-
тадзе, 1952; Чаповский, 1958, с. 56—68).
Метод Рутковского — один из полевых методов грануломет-
рического анализа глинистых грунтов, осадков и пород, осно-
ванный на способности глинистых фракций набухать в воде и
на разной скорости падения частиц в суспензии в зависимости
от их размеров (Ломтадзе, 1952, с. 48—52; Чаповский, 1958,
с. 68—72). О содержании суммарной глинистой фракции судят
по приращению объема навески от набухания. Песчаные фрак-
ции определяют взвешиванием оставшихся после сливания
алевритовых и пелитовых фракций. Алевритовые фракции оп-
ределяются по разности: из навески вычитают сумму песчаных
и пелитовых фракций. Точность невысока, так как не учитыва-
ются: 1) отсутствие пропорциональной зависимости между ве-
личиной набухания и содержанием глинистых частиц; 2) разная
способность глин к набуханию в зависимости от минерального
состава и 3) состав воды.
Есть и другие способы гранулометрического анализа глин в
поле. Разрабатываются методы и ускоренного автоматического
гранулометрического анализа.
12.3.7. ЭЛЕКТРОННАЯ МИКРОСКОПИЯ
По разрешающей силе электронные волны намного более
короткие, чем световые, превосходя их во много риз: в лучших
электронных микроскопах — сложных высоковольтных вакуум-
ных приборах — можно видеть частицы в 5—10 А. В геологии
используются электронные микроскопы просвечивающие и ра-
стровые, или сканирующие.
278
П росвечивающий электронный микроскоп (ПЭМ) позволяет
определять (Рекшинская, 1966): 1) степень минеральной одно-
родности фракции меньше 0,001 мм, что необходимо для пра-
вильного истолкования данных термоанализа, химического и
рентгенодифрактометрического и других анализов; 2) форму,
размер глинистых частиц и зерен кварца, цеолитов и других
неглинистых минералов, степень окристаллизованности и раз-
рушенности, наличие включений, степень дисперсности и т. д.;
3) минеральный состав — по форме, размеру, толщине частиц и
другим признакам; 4) приблизительно — количественные соот-
ношения минералов и размерных фракций. При наличии харак-
терных признаков — субгексагональная форма чешуек каолини-
та, волокнистая — палыгорскитов и сепиолитов, трубчатая —
галлуазитов и других — определение производится сравнитель-
но легко, но часто требуется привлечение иных методов: рент-
геноструктурного, электронографического, химического и тер-
мического. М. Ф. Викулова в ПЭМ все минералы сначала под-
разделяет на изометрично-чешуйчатые и удлиненно-чешуйчатце:
Минеральная принадлежность далее устанавливается по другим
особенностям формы, резкости или размытости очертаний, раз-
меру частиц в плоскости пленки-подложки и прозрачности для
электронов, определяющейся в основном толщиной.
Каолинит (рис. 12.2, а) чаще всего изометричной формы, с
гексагональными очертаниями, резкими контурами, ровной, ча-
сто значительной толщиной и нередко большими размерами
(>0,001 мм). Широко распространен обломочный, переотложен-
ный каолинит, у которого сохраняются лишь 1—3 грани.
Галлуазит имеет форму трубочек (рис. 12.2,6), что опреде-
ляется по большей прозрачности вдоль оси: это можно объяс-
нить только скрученностью листочков. И действительно, при
нагрёвании до 400—500 °C трубочки распрямляются, и тогда
галлуазит неотличим от каолинита. Встречены и пластинчатые
галлуазиты.
Гидрослюды (рис. 12.2, в) чаще удлиненной формы с резкими
рваными очертаниями (они щепковидны), разной толщины и
прозрачности, при взаимопревращениях с монтмориллонитами
контуры становятся расплывчатыми.
Монтмориллонит (рис. 12.2, а) имеет изометричные чешуйки
неправильной формы и обычно меньших размеров по сравнению
с гидрослюдами, часто агрегирован, толщина и прозрачность
различны в разных участках чешуек, контуры которых нередко
расплывчаты и нечетки, особенно у хлопьевидных. Это корре-
лируется с набухаемостью и сильной диспергируемостью. При
преобладании в составе поглощенных катионов Са агрегаты
укрупняются. Они нередко сохраняют форму витрокластов или
кристаллокластов, которые подверглись монтмориллонитизации.
При замещении риолитовых или дацитовых витрокластов избы-
ток кремнезема формирует идиоморфные кристаллы кристоба-
лита. Магнезиальный монтмориллонит — сапонит — нередко
274
Рис. 12.2. Глинистые чешуйки под просвечивающим электронным микро-
скопом:
а — каолинит; б — трубочки галлуазита; в — щепковидные чешуйки
гидромусковита (иллита); г — чешуйки глауконита; д — лентовидные
чешуйки палыгорскита; е — чешуйки монтмориллонита с диффузно раз-
мытыми краями. Увел, около 9000 (а—в) и 12 000 (г—е)
волокнистый, войлоковидный. Нонтронит щепковидный и во-
локнистый.
Палыгорскит и сепиолит (рис. 12.2, д) имеют плосковолокни-
стую форму частиц, длина которых в сотни раз превышает ши-
рину. Контуры четкие.
Хлориты сходны с гидромусковитом, глауконитом и верми-
кулитом, но более изометричны, часто резких, зубчатых и бах-
ромчатых очертаний.
С мешанослойные минералы сочетают в своих чешуйках при-
знаки участвующих в составе компонентов.
Помимо изучения в дисперсном состоянии на просвет в ПЭМ
еще изучают тончайшие срезы (Грицаенко, Звягин, 1969) и
реплики, позволяющие изучать ультрамикроскопическое строе-
ние глины без нарушения ее природного состояния.
Растровый, или сканирующий, электронный микроскоп (РЭМ
или СЭМ) позволяет (см. 1.4.2) визуально наблюдать поверх-
ность образца с увеличением от малого (ХбО) до очень боль-
шого (X Ю0 000), а за счет большой глубины резкости (0,6—
0,8 мм, что почти на два порядка выше, чем у светового микро-
скопа и электронного микроскопа просвечивающего типа) не-
посредственно изучать естественный скол породы. Благодаря
объемному изображению определяются не только ультратонкое
275-
строение и пористость, но и форма частиц, а это помогает уста-
новить и минералы, и видовую принадлежность нанопланктона.
Но особенно много дает этот метод для познания ультрамикро-
текстур. Для этого глины должны быть доставлены в лабора-
торию с естественной влажностью, т. е. в законсервированном
(например, в парафине) виде, и там высушены методом ваку-
умной сушки для сохранения микростроения. Изучение в СЭМ
образцов, высушенных на воздухе, дает искаженную картину.
12.3.8. ТЕРМИЧЕСКИЙ АНАЛИЗ
Термоанализ глинистых пород и минералов — важный ме-
тод их минералогического анализа и установления различных
фаз воды — основан на фиксации в процессе нагревания до
1000—1100 °C температур отдачи этой влаги, разрушения кри-
сталлической структуры, потери ОН (эндотермические эффекты,
т. е. идущие с поглощением тепла, подаваемого нагревателем),
окисления высвобождающихся двухвалентных железа (при
400—500°C), марганца, органического вещества (при 300—
400°C), кристаллизации и синтеза высокотемпературных сили-
катов (экзотермические реакции).
Каолинит характеризуется кривой (рис. 12.3,1) с одной эн-
дотермической реакцией с максимумом в интервале 550—610 °C
и двумя экзотермическими реакциями при 925—1000 и 1200—
1300 °C. Эндотермическая реакция вызывается потерей кристал-
лизационной, или конституционной, воды, распадом решетки и
аморфизацией минерала. Диагностическим для каолинита слу-
жит и отсутствие низкотемпературного эндотермического пика
(около 100—150 °C), что означает отсутствие межслоевой
воды. А это уже показатель структуры минерала — из-за проч-
ной водородной связи слоев друг с другом между ними не вхо-
дят молекулы воды. Первая основная экзотермическая реакция
обусловлена кристаллизацией А12О3 и образованием у-А12О3
и муллита, вторая — кристаллизацией кремнекислоты и образо-
ванием кристобалита.
Галлуазит (рис. 12.3,2) по кривой нагревания сходен с као-
линитом и отличается только небольшим (на 60—80 °C) сдви-
гом в сторону более низких температур основной эндотермичес-
кой реакции и появлением эндотермического эффекта, отража-
ющего потерю гигроскопической воды.
Гидрослюды дают кривые нагревания с тремя эндотермиче-
скими эффектами и одним экзотермическим. Первая (рис.
12.3,5, 4) низкотемпературная (максимум около 120—160 °C)
эндотермика — потеря гигроскопической воды — менее интен-
сивна, чем вторая (максимум при 550—650°, а начало
при 450—500°C), и в этом отличие от смектитов. Вторая
эндотермика обусловлена потерей ОН и частичным раз-
рушением кристаллической решетки. Третья эндотермика
(при 850—950 °C) обычно слабая и связана с полным
276
разрушением решетки. Вслед за ней (между 900—1000 °C)
часто наблюдается экзотермический эффект, отвечающий кри-
сталлизации аморфных продуктов разрушения гидрослюд и об-
разованию, в зависимости от
ных минералов — шпинели,
муллита и др. В присутствии
в продуктах распада желе-
за температура кристалли-
зации понижается (у глау-
конитов, см. рис. 12.3, 4, и
гидробиотитов).
Монтмориллониты, и дру-
гие смектиты дают сходные
с гидрослюдами кривые наг-
ревания (рис. 12.3, 5, 6) и
отличаются только проявле-
нием второго экзотермиче-
ского эффекта, но самое
главное — глубоким пиком
при 100—250 °C (с макси-
мумом при 150—180 °C),
отвечающим потере гигро-
скопической воды и значи-
тельно превосходящим вто-
рой (при 450—850 °C с мак-
симумом при 500—700 °C).
У более железистых — нон-
тронитов, волконскоитов и
др. — максимум ниже
600 °C, а у магнезиальных
(гекторита и др.) он про-
является при 800 °C. Иногда
этот пик двойной, что, воз-
можно, указывает на сме-
шение монтмориллонитов
разного состава. Третья эн-
дотермика (при 800—900 °C)
выражена слабо и изучена
недостаточно. Она сменяет-
их химического состава, различ-
Рис. 12.3. Термограммы глинистых ми-
нералов (дифференциальные кривые):
1 — каолинит, 2 — галлуазит, 3 — гид-
ромусковит, 4 — глауконит, 5 — монт-
мориллонит, 6 — нонтронит
ся экзотермическим эффектом (900—1100 °C), иногда очень рез-
ким: кристаллизация шпинели, 0-кварца, анортита и других, в
зависимости от состава смектита. Вторая экзотермика (1200°C)
связана с образованием муллита или кордиерита и наблюдается
редко.
Палыгорскиты и сепиолиты дают кривые нагревания, сход-
ные со смектитовыми: наиболее глубок прогиб кривой в области
низких (100—200°C) температур (отдача гигроскопической
воды), второй (отдача ОН) — меньший, с максимумом при
450—500 °C, третий, довольно заметный — при 800—920 °C.
277
У сепиолитов Урала есть небольшие эндотермические изгибы
при 570—600 и 655 °C. Часто характерен резкий экзотермичес-
кий пик при 850—930 °C.
Хлориты дают кривые нагревания, сочетающие черты кри-
вых смектитов, палыгорскитов — сепиолитов и гидрослюд. Два-
три эндотермических эффекта, по В. П. Ивановой (1974), свя-
заны с отдачей ОН (при 500—650° у железистых хлоритов и
550—700 °C у магнезиальных — наибольший эффект, и с поте-
рей остальной воды — при 710—820°C); главный экзотермиче-
ский пик (770—820 °C у железистых хлоритов и 820—840 °C у
магнезиальных) — с образованием оливиновой структуры фая-
литового или форстеритового типа. У железистых хлоритов не-
редок низкотемпературный (300—500 °C) экзотермический эф-
фект, обусловленный окислением двухвалентного железа, что
продолжается и при более высоких температурах по мере его
освобождения из решетки. Окисление примеси органического
вещества при 300—450° и пирита при 410 °C усиливает эту эк-
зотермику.
Кривые потери веса, или кривые обезвоживания, помогают
диагностировать минералы глин и изучить их особенности.
У каолинитов они наиболее простые, ибо они не имеют меж-
слоевой воды и основная потеря веса происходит при 400—
525°C (отдача ОН). Остальная часть ОН отдается при 750—
800 °C, что выражается небольшим подъемом кривой. Кривая
обезвоживания галлуазита отличается от каолинитовой только
еще одним подъемом — при 20—150 °C (отдача гигроскопичес-
кой воды). На кривых гидрослюд основной подъем при 300—
660 °C, а более слабые — при 100 и 700—800 °C. На кривых
монтмориллонитовых и других смектитовых глин, как и у па-
лыгорскитов и сепиолитов, виден почти единый подъем: основ-
ная часть воды уходит до 200 °C, а далее без резкого перегиба
отдача последней межслоевой воды сменяется потерей ОН. Пол-
ная дегидратация наступает при 800 °C.
12.3.9. ХИМИЧЕСКИЙ АНАЛИЗ
Изучение химического состава глинистых пород — необхо-
димый вид их исследования — проводится как для определения
их минералов (включая и количественные соотношения между
ними), так и для получения геохимических показателей условий
образования, для корреляции разрезов и определения полезных
практических свойств.
Основным является валовой силикатный химический анализ,
т. е. определение (обычно методами мокрой химии) из растер-
той в порошок породы 13 главных петрофильных генетических
компонентов (Пономарев, 1951 и др.): SiO2, А12О3, Fe2O3, FeO,
MgO, CaO, Na2O, K2O, TiO2, P2O5, МпО, H2O_, H2O+. Этот ана-
лиз в настоящее время дополняется различными методами и
видами рационального химического анализа, например водной,
278
солянокислой, содовой вытяжками и определением всего, что
они извлекли из порошка породы, а также методами фото- и
спектрохимического анализа, пламенной фотометрии, потенцио-
метрии и т. д. (Методы изучения осадочных пород, т. 2, 1957;
Химический анализ горных пород и минералов, 1974; Справоч-
ник по литологии, 1983, с. 333—356).
Помимо анализа всей породы теми же методами изучают от-
дельные части породы или ее фракции, обычно гранулометриче-
ские. Это позволяет упростить компонентный состав породы,
нередко помимо глинистого вещества включающей обломочные,
аутигенные и органические минералы; тогда легче истолковать
данные химического анализа, например пересчитать на форму-
лу минерала. Наиболее удобна для этого фракция <0,001 мм
из-за ее наибольшей чистоты, т. е. отмученности. Нередко хи-
мическое изучение ограничивают анализом только этой фрак-
ции, а другие, более крупные изучают при особой необходимо-
сти. Фракцию <0,001 мм получают в достаточном количестве
(не менее 6 г) отмучиванием, т. е. сливанием (сифоном, см.
13.3) через 24 ч отстаивания (после взмучивания) верхних
6 см суспензии из больших (на несколько литров) банок. Опе-
рацию повторяют несколько раз, пока не наберется навеска.
Если в глинистой фракции <0,001 мм, как и в породе в це-
лом, предполагается участие свободных окислов кремния (опа-
ла, кварца и др.), алюминия, железа, а также пирита, карбо-
натов и других, навеска должна быть большей, и из нее надо
отдельными реакциями (Методическое руководство..., 1957,
с. 297—298) определить эти неглинистые примеси, чтобы, в ча-
стности, точнее вычислить формулу минералов.
По данным химического анализа с привлечением результа-
тов оптического, рентгеноструктурного и других методов изуче-
ния может быть рассчитана, при большей или меньшей моно-
минеральности, химическая формула главного (преобладающе-
го, если не единственного) глинистого минерала. Более про-
стая — эмпирическая формула, отражающая относительные мо-
лекулярные количества окислов, установленных химическим
анализом. Но это в определенной мере условные формулы, так
как глинистые минералы не состоят из окислов. Достоинства
этих формул — простота и наглядность. Структурная же фор-
мула, помимо состава, отражает строение минералов — их кри-
сталлическую структуру.
Для расчета формул необходимо процентное содержание
окисла разделить на его молекулярный вес и полученные мо-
лекулярные количества всех окислов выразить через молекуляр-
ное количество (принимаемое за единицу) одного из них, т. е.
разделить на это молекулярное количество, например А12О3 для
каолинитовой группы, или через сумму (также принимаемую за
единицу) молекулярных количеств (А12О3 и Fe2O3 для монт-
мориллонитовых и гидрослюдистых минералов). Если анали-
зом установлены FeO и MgO, то к этой сумме относится 2/3
279
суммы этих окислов. Примеры расчеты структурных формул
приведены М. Ф. Викуловой и Т. С. Берлин (Методическое ру-
ководство..., 1957, с. 299—302).
12.3.10. РЕНТГЕНОВСКИЕ МЕТОДЫ
Исторически раньше возник метод порошка, или метод де-
баеграмм, в котором результаты анализа фиксируются на рент-
геновскую пленку. Дифрактометрический метод стал приме-
няться всего несколько десятилетий назад, и в нем использу-
ются ориентированные (например, на стекле) агрегаты глинис-
тых частиц, а результаты записываются в виде отраженных
квантов на ленте потенциометра. С развитием рентгенодифрак-
тометрического метода рентгеновский анализ стал менее тру-
доемок и из контрольного превратился в рабочий. Он остается
и наиболее разрешающим и точным при определении глинистых
минералов, их видов, политипов, разновидностей и смесей, хотя
в последнем случае точность снижается и обеспечиваются лишь
полуколичественные данные. В целом же два варианта метода
позволяют с разных сторон и увереннее изучать глинистые по-
роды. Метод дает параметры кристаллической решетки, кото-
рая не повторяется в разных минералах, а различные обработ-
ки препарата — насыщение глицерином или иными органичес-
кими молекулами, прокаливание и т. д. — детализируют карти-
ну строения и состава и уточняют диагностику, что теоретичес-
ки, вероятно, можно совершенствовать до бесконечности.
Т аблица 12.6
Средние значения отражений (001) (в А), или межплоскостные
расстояния глинистых минералов
Минералы Для образцов
исходных насыщенных глицерином насыщенных этиленглико- лем прокаленных до 600°С
Каолинит Г аллуазит Гидрослюда Монтморилло- нит Вермикулит Хлорит Смешан ослой- ные 7,15 7,2 10,0 12,4—15,4 14,3 14 от >10 до <15,4 7,15 11,0 10,0 17,8 14,3 14 <17,8 7,15 10,0 16,8—17,0 14,3 14 <16,8 исчезает 10,0 9,7 10,3 14,3 9,7
Для диагностики глинистых минералов основное значение
имеют базальные рефлексы (001), первым порядкам которых
отвечают межплоскостные расстояния (табл. 12.6), меняющие-
ся от 7 (у каолинита) до почти 18 А (у монтмориллонитов). Их
получают при исследовании ориентированных агрегатов (тек-
стурированных поликристаллов) по методам Брэдли, Грима»
280
Кларка и Нагелыпмидта в специальных камерах (фокусирую-
щих камерах с монохроматорами), позволяющих четко фокуси-
ровать отражения от базальных плоскостей при углах 1—3° 0.
Исследуют подсушенный на стекле препарат или снятый с него
слой глины. Этот же ориентированный образец для снятия не-
ясностей в определении минерала при сходстве дифрактограм-
мы двух или большего числа минералов, во-первых, исследует-
ся после насыщения этиленгликолем и глицерином и, во-вторых,
после прокаливания при 550—570°С. Такими способами более
четко различаются набухающие минералы от ненабухающих,
решетка которых не увеличивается при этих опытах.
Теоретическое обоснование рентгеновского метода, как и
приборы, техника и процедура съемки и интерпретация рентге-
нограмм и дифрактограмм, описано Г. Брауном (1955, 1965)
и др* Используются аппараты с фотографической и иониза-
ционной регистрацией отражений: УРС-55А, -50ИМ, -70, Дрон-1,
•2 и -3. При дифрактометрическом методе запись ведется не-
посредственно на диаграммной ленте, что дает возможность
легко получать межплоскостные расстояния. Фотографический
способ регистрации отражений из-за полноты и наглядности ди-
фракционной картины и возможности снимать неориентирован-
ные агрегаты остается на вооружении литологов, изучающих
глины. Но невысокая точность определения межплоскостных
расстояний, особенно при малых углах, и малая разрешающая
способность камер делают, например, невозможным установ-
ление смешанослойных минералов и вместе с большой длитель-
ностью экспозиции сильно ограничивают его применение.
Каолинит диагностируется по базальным рефлексам 001,002,
003 (0,712—0,714; 0,355—0,357; 0,237—0,238 нм, рис. 12.4,/; по
Котельникову, 1984, из Логвиненко, Сергеевой, 1986, с. 130—
133). Можно судить и о степени совершенства его структуры, и
о деградированности. Наиболее совершенной структурой обла-
дает аутигенный каолинит.
Гидрослюды устанавливаются по базальным рефлексам 001,
602, 003 (0,95—1,0; 0,45—0,5; 0,330—0,333 нм). Они устойчивы
к воздействию кислот и сохраняют свою структуру до 800°С и
выше. В смесях со смешанослойными минералами они диагно-
стируются по устойчивости рефлексов, тогда как при обработ-
ке органическими жидкостями и нагреванием до высоких тем-
ператур рефлексы смешанослойных образований смещаются (в
первом случае) или стягиваются к 1,0 нм (во втором; Логви-
ненко, Сергеева, 1986, с. 132).
Для монтмориллонитов основным диагностическим рефлек-
сом является 001, остальные базальные рефлексы выражены
слабее. Но положение основного рефлекса непостоянно и оп-
ределяется типом обменных катионов, количеством и положе-
нием межслоевой воды: если обменным катионом является Na,
с которым связан один молекулярный слой межслоевой воды,
межплоскостное расстояние первого базального рефлекса (rfooi)
281
Рис. 12.4. Рентгеновские дифрактограммы глинистых
минералов:
1, 2 — каолинит, 3 — гидромусковит, 4 — монтморил-
лонит, 5 — хлорит
равно 12,4 нм, если Mg— 14,3, если Са — 15,4 нм. Для диагно-
стики решающим является смещение рефлекса 001 до 1,69 или
1,78 нм при насыщении образцов этиленгликолем или глицери-
ном и сжатием решетки по оси с до 1,0 нм при нагревании до
500—600°С в течение 1 ч за счет утраты межслоевой воды.
С мешанослойные минералы ряда гидрослюда—монтморилло-
нит в воздушно-сухом состоянии дают базальные отражения
первого порядка в области 2,20—2,40 нм, смещающиеся при на-
сыщении этиленгликолем до 2,70—2,80 нм, а ряда хлорит—
монтмориллонит — смещением от 2,60—2,80 до 3,10—3,20 нм.
Хлориты определяются по базальным рефлексам 001, 002,
003, 004 и 005 (1,40—1,43; 0,70—0,71; 0,470—0,472; 0,350—
0,351; 0,282—0,285 нм). Диагностическими также являются и
282
изменения рефлексов при нагревании до 400 и 550—600°С
(Логвиненко, Сергеева, 1986, с. 132—133), и способность срав-
нительно быстро растворяться в НС1.
12.3.11. ЭЛЕКТРОНОГРАФИЯ
Электронография — метод структурного анализа, основан-
ный на явлении дифракции электронов, аналогичном дифракции
рентгеновских волн. Электронография при изучении глин до-
полняет и в ряде случаев уточняет рентгеноструктурное изуче-
ние. Электронограф часто совмещается с электронным микро-
скопом — используются специальные приставки. Препарат —
агрегат ориентированных глинистых частиц — ставят под оп-
ределенным углом к электронному лучу (метод косых текстур),
что позволяет получить все основные параметры элементарной
ячейки — «богатый набор общих рефлексов nkl, распределен-
ных в двух измерениях» (Логвиненко, Сергеева, 1986, с. 150).
Дифракционная картина на электронограммах отдаленно напо-
минает порошковые рентгенограммы — дебаеграммы, имеет
центрическую симметрию (Методическое руководство..., 1957,
табл. 26—27) и состоит из десятка и более вписанных друг в
друга эллипсов или окружностей, чаще всего прерывистых.
Они позволяют установить (Методы минералогических исследо-
ваний, 1985, с. 375): «1) структурную однородность (моно- или
полиминеральность) вещества; 2) его принадлежность к слоис-
тым силикатам; 3) тип слоев (1 : 1, 2 : 1 и др.); 4) их ди- (или
три-) октаэдричность; 5) расположение слоев по слюдистому,
пирофиллитовому или иному закону; 6) политипную модифи-
кацию, например 1М, 2М»; 7) параметры элементарной ячейки;
8) диагностировать минералы. Теоретические основы метода ос-
вещены М. Ф. Викуловой (1952), Б. Б. Звягиным (1964) и
Б. К. Вайнштейном (1956).
12.4. МИНЕРАЛЬНЫЙ И ХИМИЧЕСКИЙ СОСТАВ
Основы минералогии глин и классификация глинистых ми-
нералов, данные выше (см. 12.2.1 и табл. 12.1), позволяют сра-
зу начать описание минералов.
12.4.1. ГЛИНИСТЫЕ МИНЕРАЛЫ
Подгруппа каолинита — каолинит, накрит, диккит, галлуа-
зит, аноксит — диоктаэдрические неразбухающие бесцветные
минералы с двухэтажным или двухсеточным слоем (тип слоя
1:1), состоящим из одной тетраэдрической кремнекислородной
и одной октаэдрической алюминий-гидроксильной сеток (см.
рис. 12.3, табл. 12.4, 12.6), прочно связанных друг с другом и
283
электрически нейтральных, т. е. с нулевым зарядом слоя. Слои
также прочно связаны друг с другом, неспособны раздвигать-
ся под влиянием дипольных молекул воды, которые не прони-
кают в межслоевое пространство. Толщина слоев вместе с уз-
ким межслоевым пространством около 0,713 нм (или 7,13 А).
Кристаллическая ячейка распространяется на один слой, син-
гония триклинная (хотя распространено мнение о его моноклин-
ности). Диккит, накрит, галлуазит — моноклинные, ячейка от
двух- до шестислойной. Появление на термограммах галлуази-
тов слабого низкотемпературного эндотермического изгиба ука-
зывает на проникновение воды между слоями и, следовательно,
на разупорядоченность или деградированность решетки: слои
сдвинуты в разных направлениях и по оси а, и по оси Ь. В не-
прерывном ряду каолинит — галлуазит иногда выделяют ог-
неупорный файрклей, у которого слои беспорядочно смещены
только по оси Ь.
Кристаллооптически каолиниты невыразительны: низкое дву-
преломление (0,002—0,007), из-за которого они часто полно-
стью маскируются гидрослюдами и смектитами, низкое (1,560—
1,566; см. табл. 12.4) преломление и бесцветность позволяют его
устанавливать в шлифах лишь в чистых каолинах. Другие оп-
тические параметры — большой (от 24 до 90°) угол 2V и у
некоторых заметный косой угол угасания (у диккита до 20°) —
из-за мелкого размера чешуек редко используются. Оптический
знак каолинитов, за исключением некоторых накритов, отрица-
тельный, как у других глинистых минералов и всех слюд.
Для химического состава каолинитов характерны ничтожно
малые изоморфные замещения атомов кремния и алюминия и
малая емкость катионного обмена, определяющаяся главным
образом оборванными связями на краях чешуек. В чистом као-
лините отношение молекулярных количеств окислов алюминия
и кремния и воды близко к идеальному (1 : 2 : 2).
Подгруппа серпентина — хризотил, антигорит, бартьерин,
тюрингит, кронштедтит (Дриц, Коссовская, 1984, 1985; Штейн-
берг, Чашухин, 1977; и др.) — триоктаэдрические неразбухаю-
щие зеленоватые и зеленые минералы с двухэтажным слоем
(тип слоя 1:1), каолинитоподобные существенно магнезиаль-
ные алюмосиликаты и силикаты с пластинчатой (антигорит
и др.) и волокнистой (хризотил и др.) формами чешуек, причем
волокна удлинены по оси а. Оптически они довольно разные:
преломление и двупреломление низкие, как у каолинита и ниже
(см. табл. 12.4), но у кронштедтита весьма высокие. Из-за бли-
зости оптических свойств антигорита и хризотила их обычно
описывают и в образце и в шлифе как серпентин. Кронштедтит
образует монокристаллы, что указывает на его большую упо-
рядоченность. В структуре амезита половина атомов кремния
замещена атомами А1, а октаэдрические позиции полностью за-
полнены атомами Al, Mg2+, Fe2+. Возникающие дополнительные
заряды — положительный в октаэдрических слоях и отрица-
284
тельный в тетраэдрических — приводят к появлению ионной
связи сеток и уменьшению толщины элементарного слоя по
сравнению с каолинитом до 7,0 А или даже меньше. На порош-
ковых рентгенограммах все они неотличимы от каолинитов. По-
этому‘диагностика должна быть комплексной, учитывающей
особенности химического состава (повышенные содержания
Fe2+ и Mg).
Подгруппа пирофиллита представлена практически только
пирофиллитом — бесцветным диоктаэдрическим, с электрически
нейтральным трехэтажным слоем (тип 2:1) моноклинной син-
гонии, с двухслойной элементарной ячейкой, с довольно высо-
ким (1,601, 1,589, 1,556) преломлением и весьма высоким
(0,045) двупреломлением, без поглощенных катионов, преиму-
щественно гидротермальным.
Тальк — бесцветный, жирный на ощупь магнезиальный три-
октаэдрический силикат, электрически нейтральный, с трехэтаж-
ным слоем (тип 2:1), триклинной (псевдогексагональной) син-
гонии с двухслойной элементарной ячейкой, с показателями пре-
ломления, примерно как у гидромусковитов (1,584, 1,545), но с
высоким (0,039) двупреломлением.
Группа слюд — хрупких слюд имеет трехэтажный слой (тип
2: 1), но уже несущий заряд (<7=0,7—1,0); она подразделяется
на подгруппы (или меньшие группы) диоктаэдрических —
«мусковитовых» — и триоктаэдрических — «биотитовых» —
слюд.
Подгруппа гидрослюд — ди- и триоктаэдрические 10-ангстре-
мовые алюмосиликаты, аналогичные по структуре пирофиллиту
и слюдам, с отрицательным зарядом слоя (х=—1,65): серицит,
гидромусковит (иллит), глауконит и др. — диоктаэдрические
минералы, одни из самых распространенных. Заряд слоя урав-
новешен внешними поглощенными катионами, особенно круп-
ным катионом К, который, не являясь обменным, занимает
структурно фиксированную позицию и прочно связывает слои.
Между ними не проникают крупные катионы и значительные
массы воды, поэтому такие глины не набухают или весьма сла-
бо расширяют кристаллическую решетку, и она практически не
меняется при насыщении глицерином, обработке щелочами и
прокаливании (см. табл. 12.6). Отклонения порядка ±0,2 А.
Решетка двухслойная (2М). При более значительном замещении
Si на А1, чем в гидромусковите, или иллите, отрицательный за-
ряд уравновешивает и Са — образуется маргарит (табл. 12.7).
Серицит — гидромусковит с более упорядоченными составом и
строением, которые приобретаются при прогрессивных, или аг-
радационных, процессах преобразования гипергенного иллита в
условиях повышенных температуры и давления на стадиях позд-
него катагенеза и метагенеза, а также при начальном метамор-
физме. В натровом аналоге гидромусковита — парагоните, или
браммалите (см. табл. 12.7), — вместо межслоевых ионов К+
присутствуют ионы Na+.
285
Таблица 12.7
Химические формулы глинистых минералов и некоторых слюд
Минерал Формула
Аллофан Каолинит Галлуазит А12Оа • SiO2 • пН2О Al4Si4O10 (ОН)8 Al4Si4Oi0 (ОН)8 • пН2О
Серпентин, хризотил Антигорит Кронштедтит Mg3Si2O5 (ОН)4 (Mg, Fe)gSi2O5 (ОН)4 (Fea+, Mg)2Fe3+(Si2Fe3+)O5(OH)2
Пилофиллит Тальк Al2Si4O10 (OH)2 Mg3Si4O10 (OH)2
Мусковит Маргарит Парагонит (браммалит) Лепидолит KAi2 (Si3Al) O10 (OH)2 CaAl2(Al2Si2)O10 (OH)2 (Na, H3O)(A1, Mg)2(Si, Al)4O10 (OH)2 • nN2O К (Li, Fe, Al)2(Si, AI)4O10(F, OH)2
Биотит Флогопит К (Mg, Fe)3(Si3Al)O10(OH, F)a К (Mg, Fe)3AlSi3O10(F, OH)2
Гидромусковит (иллит) Серицит Глауконит Селадонит Вермикулит Г идробиотит Стильпномелан (K, H3O) (Al, Mg, Fe)2(Si, Al)4O10[(OH)2H2O] (K, H3O) (Al, Mg, Fe)a (Si, Al)4 O10[(OH)2H2O] (K, Na) (Al, Fe, Mg)2(Si, Al)4O10 (OH)2 (K, Na)(Fe3+, Al, Fe2+, Mg)2(Si, Al)4O10(OH)2 (Mg, Fe, Al), (Al, Si)4O10(OH)2-4H2O К (Mg, Fe)3(Si, Al, Fe)4O10(OH)2. 4H2O К (Fe2+, Mg, Fe3+, Al)10Si12O20 (0, 0H)2
Монтмориллонит Бейделлит Нонтронит Волконскоит (Na, Ca)0>33 (Al, Mg, Fe)2 • Si404o (0H)2 • ziH2O (Na, Ca)0)33Al2(Si, Al)4O10(OH)2 • nH20 Na0>33Fe23+ (Si, AI)4Oi3(OH)2 • иН2О Cr2 (Si4O10) (0H)2 • nHaO
Сапонит Гекторит Циннвальдит Донбассит судоит) Тосудит Пеннин Клинохлор Прохлорит Г риналит Шамозит Рипидолит (Na, Ca)0l33(Mg, Fe)3(Si, Al)4O10 (0H)2 • 4H2O (Na, Ca)0,33(Al, Mg, Li)3(Si, Al)4O10 (0H)2. 4H2O KLiFe2+AlSi3AiO10(F, OH), Mg2(Al, Fe)3Si3AlO10 (0H)8 (Mg, Fe)2Al (Si3Al) O10 (0H)8 (Mg, Fe)5Al(Si3Al)O10(OH)8 (Mg, Fe)415Allj5 (Al115Si2,5O10) (0H)8 (Fe2+, Fe3+)2_3Si2O5 (0H)4 (Mg, Fe2+, Fe3+)5A1 (Si3Al) O10 (0, 0H)8 (Mg, Fe, Al3) Mg3 (Al1>5Si2,5O10) (0H)8
Палыгорскит Сепиолит (Mg, Al, Fe)2Si4O10 (OH) • 4H2O (Mg, Fe)4Si6O15 (0H)2 • 4H3O
Ректорит (алевардит) Корренсит Na (Mg, Al)a(Si, A1)AO • (0H)2 • 2H2O (Na, K, Mg, Ca)x_„[(Mg, Fe^V^Mg, Fe3+)J X X (Sis-jAlx) O20 (Ofi)io nH2O
.286
Глауконит (см. табл. 12.7) — замечательный осадочный ми-
нерал (Минералогия..., 1981) обычно интенсивного зеленого цве-
та — может рассматриваться как своеобразный железистый
гидромусковит или как самостоятельная группа (подгруппа)
минералов, по И. В. Николаевой — «минералы группы глауко-
нита» (МГГ). Ценна его генетическая индикаторность: он об-
разуется в морских условиях, в верхнем слое осадка при очень
медленной седиментации на границе окислительной и восста-
новительной зон при участии органического вещества как под-
водно-элювиальный, точнее, гальмиролитический, минерал
(Фролов, 1984). В нем А1 замещен на Fe3+, а также на Fe2+,
Mg. Структурная формула его сложная1: [(К, Са0>5, Na)]n [Si7>3o
Alo,то]IV [A1o,44 Fef^4 Feoj^ Mgo>8o]VI O20 (OH)4. Элементарная ячей-
ка однослойная (IM), что сближает его с гидробиотитом.
Для диоктаэдрических гидрослюд характерны высокие со-
держания КгО (5,0—8,0%), А12О3 (25—26%, хотя в глаукони-
тах его 5—8%) и Fe3+ в глауконитах (Fe2O3 — 14—17,5%) и
низкое содержание SiO2 (50—52, иногда 54%). Термограммы
отличают лишь гидрослюды в целом. Более диагностичны опти-
ческие свойства: преломление почти всегда выше, чем у квар-
ца и каолинита (до 1,598 у серицита, 1,634 у глауконита), и
двупреломление довольно высокое (0,015—0,035): даже в тон-
ких чешуйках цвета интерференции яркие, белые, желтые и
красные конца первого порядка. Из-за малого угла оптических
осей (обычно <10°) большая часть минералов кажется изо-
тропной в чешуйках, лежащих на спайной плоскости.
Гидробиотит — буроватый и зеленоватый однослойный три-
октаэдрический минерал со значительным содержанием Mg и
Fe2+ в октаэдрических позициях, с К и другими щелочами в
качестве поглощенных катионов, с сильными базальными рент-
геновскими отражениями в области 11,5—12,0 А и без отраже-
ний в области 14 А, характерных для вермикулита и хлорита,
расслаивающийся при нагревании и обработке перекисью во-
дорода, но в противоположность вермикулиту не расслаиваю-
щийся при насыщении концентрированной H2SO4, не выделяю-
щий хлопья свободного кремнезема. Образуется в нейтральной
по Eh и pH среде или в слабовосстановительных и щелочных
условиях в корах выветривания и при гидротермальном изме-
нении вулканитов, в стадии метагенеза и начального метамор-
физма переходит в стильпномелан — биотитовый «серицит».
Вермикулит — интересный зеленый или буроватый минерал,
расщепляющийся и вспучивающийся при нагревании и обра-
ботке перекисью водорода, объединяющий ди- и триоктаэдри-
ческие разновидности (поэтому вермикулит можно рассматри-
вать и как группу минералов — МГВ), часто возникающий по*
биотиту’ при его гидратации и появлению в межслоях, в кото-
рых, формируется и более или менее оформленная октаэдриче-
1 Римские цифры указывают на координацию положительных ионов.
287
ская группа иона Mg2+, окруженного молекулами воды. Содер-
жание MgO достигает 27,3% (Флейшнер, Уилкос, Матцко, 1987,
с. 129), a Fe2O3+FeO— 9%. Более 1/4 тетраэдрических пози-
ций Si может замещать А1. Два слоя воды, находящиеся меж-
ду слоями, могут удаляться. Вермикулиты связаны постепенны-
ми переходами также со смектитами и хлоритами.
Группа смектитов, или сапонита-монтмориллонита, — важ-
нейшая и весьма интересная в научном и практическом отно-
шении — объединяет бесцветные и зеленые, а также желтова-
то-зеленые разбухающие минералы, обладающие подвижной ре-
шеткой, способной увеличивать свой размер при поглощении
воды и других жидкостей от 12,4 до 17,8 А, а при прокаливании
до 600°С сокращаться до 9,7 А (см. табл. 12.6; 12.7). Они спо-
собны мылиться даже в морской воде. В них более широко,
чем в гидрослюдах, развит изоморфизм — замещение А1 на
трехвалентные Fe (нонтронит) и Сг (волконскоит), двухвалент-
ные Mg (сапонит), Zn (соконит), Са и одновалентные Li (гек-
торит, циннвальдит), Си (медмонтит) и другие, а также заме-
щение Si на трехвалентные А1 (бейделлит) и Fe (нонтронит).
Они, таким образом, представлены как ди-, так и триоктаэдри-
ческими подгруппами. К ним примыкает (если не входит) и
часть вермикулитов, в которых широко развито замещение Si
на А1 (в тетраэдрах) и А1 в октаэдрах на Fe3+, Ti4, Mg, Са,
Li, Na, Ni, Fe+2; в обменных катионах высокая концентрация Mg.
При таком широком замещении слои оказываются электри-
чески заряженными, обычно отрицательно. Заряд частично ней-
трализуется поглощенными катионами Na, Са, Mg, Н, Н3О+
и др. Одноименно заряженные слои связываются слабо (до
появления сил отталкивания), между ними легко проникают ди-
польные молекулы воды, иногда до 26 молекул на элементар-
ную ячейку (Рентгеновские методы..., 1955, с. 129), и крупные
молекулы органических соединений, включая и углеводородных.
Вероятно, на последние они оказывают каталитическое дейст-
вие. Слои раздвигаются до почти полной диспергации. Число
слоев молекул воды может достигать 4. В этих широких прост-
ранствах в водной «среде» могут строиться и упорядоченные
структуры типа бруситовых октаэдров и др. На организацию
этих ассоциаций катионов, воды и крупных молекул углеводо-
родов, возможно, оказывает влияние как матрица структура
тетраэдров.
Подгруппа монтмориллонита — диоктаэдрические минера-
лы — монтмориллонит, бейделлит, нонтронит, волконскоит
и др. — со структурой пирофиллита (трехслойной, тип 2:1),
в которой Si частично замещен на Al, а А1 в октаэдрах частич-
но или полностью (в сапоните) — на Mg. Отношение Si : Al в
монтмориллонитах непрерывно меняется от 1 : 1 до 3 : 1 (у три-
октаэдрических) .
Состав поглощенных катионов определяет довольно сильные
различия свойств смектитовых глин. При преобладании Na (в
288
асканитах, гюльаби, огланлинских бентонитах и др.) межплос-
костное расстояние в воздушно-сухих глинах меньшее, равное
12,4—12,5 А, и оно складывается из толщины трехэтажного
слоя пирофиллита или гидрослюд (9,7—10 А) и одного слоя
воды (2,8 А), окружающего катионы Na. При преобладании
Са, который окружен уже двумя слоями воды (5,6 А), толщи-
на слоя вместе с межслоем становится 15—16 А (килы, гумб-
рин, нальчикиты и др.). В целом у всех смектитов большая
емкость катионного обмена, что сочетается с огромной поверх-
ностной энергией, создающейся на сколах частиц высокой дис-
персности.
Оптические методы диагностики основаны на низких пока-
зателях преломления (см. табл. 12.4) у большинства смектитов
и довольно высоком двупреломлении (0,020—0,040). Они срав-
нительно легко узнаются и по термограммам (см. 12.3.8), преж-
де всего по глубине низкотемпературного эндотермического из-
гиба (100—200°С), и по потере свойства набухать после тако-
го прогрева. Эта фаза рентгеновским методом определяется как
слюдистая, т. е. 10-ангстремовая, чем смектиты отличаются от
хлоритов (у них сохраняется толщина слоя вместе с межслоем
в 14—14,3 А). Рентгеновская дифрактометрия наиболее разру-
шающа для них.
Подгруппа сапонита — триоктаэдрические разбухающие
" смектиты, уступающие по распространенности диоктаэдричес-
ким: сапонит (Mg-й), гекторит (Са- и Li-й), соконит (Zn-й),
циннвальдит (K-Li-Fe2+-ft), медмонтит (Cu-й) и др. (табл. 12.1;
12.4; 12.6; 12.7). Они чаще встречаются как продукты преобра-
зования базальтов, особенно на океаническом дне (Дриц, Кос-
совская, 1985), а также в их миндалинах. Ферриоксисапониты
содержат до 25% Fe2O3.
Смектитовые минералы, как и гидрослюдистые, образуются
в щелочной среде и в окислительных и реже в слабовосстано-
вительных условиях. Конкретный вид смектита определяется
также исходным веществом — материнской породой. Монтмо-
риллониты — самые устойчивые минералы в современных мо-
рях и океанах, в них перерождаются вулканические стекла и
другие силикатные минералы как в морях, так и на суше —
в почвах степей и других семиаридных и аридных зон. Но они
редки в вулканическом элювии, в котором господствуют кислые
условия. При латеритном выветривании они образуются на
первой, щелочной стадии (вместе с гидрослюдами или по ним),
но затем трансформируются в каолиниты.
Группа хлоритов — обширная группа зеленых (до бесцвет-
ных) и буроватых неразбухающих минералов с четырехэтаж-
ными слоями (тип 2:1:1) толщиной 14 А — магнезиальных
и магнезиально-железистых гидросиликатов и алюмосиликатов
(Грим, 1956, 1967; Дриц, Коссовская, 1984, 1985; Bailey, 1975;
и др.). В их состав входит небольшое количество хрома и мар-
ганца. Решетка жесткая, хлориты не разбухают в воде, за ис-
10 Зак. 357
289
ключением деградированных и трансформирующихся. Зеленый
цвет обусловлен вхождением железа в структуру хлоритов. Об-
щим для всех хлоритов является их кристаллическая структу-
ра, выраженная регулярным чередованием трехэтажного слоя
талькового типа и бруситоподобного слоя Mg3(OH)6. Связь
между ними ионная. Сингония моноклинная, в элементарную
ячейку обычно входят два хлоритовых слоя, что может быть
выражено формулой 2[XwY4Oi0(OH)8] — с двумя «молекулами»
XOT/2Y4OioX (ОН) 2 в тальковом элементе и двумя «молекулами»
ХОТ/2(ОН)6 в бруситоподобном. В этих формулах X и Y — ка-
тионы соответственно в октаэдрическом и тетраэдрическом по-
ложениях, а т лежит в пределах между 4 и 6, но обычно бли-
же к 6. В тетраэдрических слоях в разных хлоритах Y меняет-
ся от Si3Al до Si2Al2, а Хт — между Mg5Al и Mg4Al2 с Fe2+ и
Мп2+, частично замещающими Mg и Fe3+, или Сг3+, частично
замещающим А1.
Только основных хлоритовых минералов больше 30. Наибо-
лее разработана и удобна для петрографов классификация
А. Н. Винчелла (см. Теодорович, 1958, с. 74), хотя она отчасти
устарела: вместе с хлоритами рассматриваются и антигорит,
амезит, тюрингит и другие выделявшиеся как лептохлориты
(хлориты с неправильным строением), противопоставлявшиеся
настоящим хлоритам, или ортохлоритам. Сейчас их относят к
группе каолинита—серпентина (см. выше). Диоктаэдрические
хлориты — донбассит (судоит) и стоящий ближе к триоктаэд-
рическим тосудит — по распространенности уступают триокта-
эдрическим. Они бесцветные, с невысоким показателем прелом-
ления и относительно заметным (до 0,018) двупреломлением.
Триоктаэдрические хлориты — пеннин, клинохлор, прохлорит,
гриналит, рипидолит, шамозит и др. — обычно зеленые, чаще
всего низкодвупреломляющие, кажущиеся изотропными, с ано-
мальными фиолетовыми и коричневыми интерференционными
окрасками (у пеннина), с низкими (1,542) и довольно высокими
(до 1,660 у шамозитов) показателями преломления.
Основные классификации А. Н. Винчелла, Д. П. Сердючен-
ко, В. П. Ивановой (1949, 1974) строились на химической ос-
нове. Так, В. П. Иванова все хлориты подразделяла на 3 груп-
пы: 1) магнезиальную, 2) железомагнезиальную и 3) железис-
тую (лептохлориты). Первую она подразделила на 2 подгруп-
пы: 1) пеннино-клинохлоровую — с Afm=l,57—1,59, с Ng—NP
до 0,011, коэффициентом Орселя <S= Sj~ * 2-=2,5—4,0 и с
Кг'-'з
двумя эндоэффектами термокривых, из которых первый зна-
чительно больше второго; 2) прохлорито-корундофиллитовую —
с Nm= 1,59—1,62, с Ng—Np до 0,011, S= 1,50—2,25 и с двумя
одинаковыми по интенсивности эндоэффектамк. Для хлоритов
железомагнезиальной группы В„ П. Иванова указывает сла-
бое двупреломление (0,002—0,007), Nm= 1,62—1,64, аномальные
красные интерференционные цвета, сильный плеохроизм, вер-
290
микулитообразное строение и большую величину первого из
двух эндоэффектов. Хлориты железистой группы наиболее рас-
пространены, особенно в железорудных месторождениях типа
Керченского бассейна, но большая их часть в настоящее время
рассматривается как минералы с двухэтажным слоем, т. е. в
составе подгруппы серпентина.
Магнезиально-железистые хлориты — пеннин, клинохлор,
прохлорит — породообразующие минералы метаморфических
зеленых сланцев, развиваются в гипергенных и поствулканиче-
ских процессах (элювий наземный и подводный), например по
серпентинитам.
К хлоритам относят шамозиты и некоторые другие «лепто-
хлориты». Они часто образуют оолиты, нередко вместе с гид-
рогётитом и сидеритом. Их делят на закисные (шамозит и др.),
преимущественно закисные (бавалит, гриналит и др.), закис-
но-окисные (стриговит, гриналит и др.), являющиеся триокта-
эдрическими, и редкие диоктаэдрические — окисные (часть юр-
ских железных руд Халилова и р. Малки на Северном Кавка-
зе и др.). Шамозиты темно-зеленые, плеохроичные, оолитовые
и в виде плотных масс, образуются в закисных условиях (си-
деритовая и сульфидно-сидеритовая геохимические фации) —
наиболее распространенные лептохлориты, обычны как рудооб-
разующие.
Смешанослойные минералы, по К. Уиверу, составляют око-
ло 70% всех глинистых минералов, вероятно, с учетом и хлори-
тов, которые в некоторой степени являются смешанослойными.
Но в более узком и строгом смысле смешанослойные минера-
лы подразделяются на упорядоченные — корренсит, ректорит
(сюда могли бы относиться и хлориты) и неупорядоченные по
чередованию пакетов разных типов и составов, которых боль-
шинство, и они-то являются смешанослойными в собственном
смысле слова. Такие минеральные фазы можно рассматривать
как продукты незавершенных процессов трансформации одних
минералов в другие, начинающихся при смене условий или ком-
понентного фонда. Так как реакции трансформации в силикатах
идут чрезвычайно медленно, то геолог может застать матери-
ал на разных стадиях преобразования (он хорошо хранит гео-
логическую память). Общее направление трансформации пока-
зал И. Д. Зхус (1958, 1966), а также В. А. Дриц, А. Г. Кос-
совская, М. Пауэрс и др. (см. Фролов, 1964, с. 184—185).
Количество слоев каждого типа может меняться от 0 до
100%, регулярность их чередования неопределенна. Более ре-
гулярные или упорядоченные чередования получили самостоя-
тельные названия: ректорит — это гидрослюдисто-монтморил-
лонитовый (Г-М), а корренсит — хлорит-монтмориллонитовый
(Хл-М) упорядоченные смешанослойные минералы. Но боль-
шая часть смешанных образований — с неупорядоченным чере-
дованием слоев — не имеет специальных названий, и они обоз-
начаются перечислением минералов, типы слоев которых уча-
10!
291
ствуют в образовании: каолинит-гидромусковитовые (К-Гм,или
КГм), каолинит-смектитовые (К-См), или, конкретнее, каоли-
нит-монтмориллонитовые (К-М), смектит-гидрослюдистые (См-
Г) или монтмориллонит-гидромусковитовые (M-Гм), хлорит-
смектитовые (X-См), глауконит-гидробиотитовые (Гл-Гб), гла-
уконит-биотитовые (Гл-Б), каолинит-гидрослюдисто-смектито-
вые (К-Г-См) гидрослюда-смектит-хлоритовые (Г-См-Х), хло-
рит-вермикулитовые (Х-В) и др.
Свойства и признаки смешанослойных (СМ) минералов про-
межуточные между свойствами участвующих компонентов, и
они отражают количественные соотношения компонентов. Оп-
ределяются СМ структурными анализами, прежде всего рент-
геновскими, но часто в комплексе с другими методами. В на-
стоящее время удается отличать смешанослойные образования
от механических смесей тех же компонентов в полимиктовых
глинах (В. А. Дриц и др.).
Группа палыгорскита и сепиолита — магнезиальные и алю-
мо-магнезиально-железистые силикаты слоисто-ленточной струк-
туры (см. 3.10, 2.12; табл. 12.7) белого цвета, волокнистой фор-
мы кристалликов, видимых в основном в электронном микро-
скопе (рис. 12.2, д), а в образце представляющие собой войлок
типа пробки или «горной кожи» (палыгорскит) или пластичный
пористый талькообразный материал типа «морской пены» или
щитка каракатицы (греч.. Sepia — каракатица), давшей назва-
ние «сепиолит». Кристаллическая структура трехэтажная слю-
до- или талькоподобная, но слои в горизонтальном направле-
нии не бесконечные, как у всех других слоистых силикатов, а
прерываются через 5 (у палыгорскитов) или 8 (у сепиолитов)
октаэдров. Толщина слоев 10,5 А у палыгорскитов и 12,2 А у
сепиолитов. Рост кристаллов идет по оси с.
Показатели преломления низкие, в основном ниже показа-
теля канадского бальзама (см. табл. 12.4), до 1,490—1,500
(пр), лишь tig достигает 1,540—1,550. Двупреломление среднее
для глинистых минералов (0,009—0,020), редко (у палыгорски-
тов) до 0,030. Термограммы характерные, с тремя-четырьмя эн-
дотермическими (150, 350, 500 и 800°С у палыгорскитов) и од-
ним малым, но резким экзотермическим пиком при 800°С. Низ-
котемпературные пики отвечают отдаче гигроскопической и цео-
литной воды; последняя свидетельствует о наличии в структуре
минерала каналов типа цеолитовых, из которых вода отдается
при 230—375°С. Эта потеря обратимая и сопровождается сжи-
манием минерала. Высокотемпературные пики — отдача струк-
турной воды (ОН).
Палыгорскиты, сепиолиты и другие сходные магнезиальные
глинистые силикаты образуются по основным, ультраосновным
и средним магматическим породам на суше, в почвах, озерах,
корах выветривания, в морях, в гидротермально измененных
зонах. Они часто встречаются в карстовых полостях карбонат-
ных пород и образуются как стадиальные минералы превраще-
292
ния биотита, флогопита и вермикулита. Обычны в почвах пус-
тынь, но обнаружены и в океанах, например (большими мас-
сами — в сотни метров мощностью) в Срединно-Атлантическом
хребте (Ломова, 1979). Часты как примесь и выполнения тре-
щин.
12.4.2. ХИМИЧЕСКИЙ СОСТАВ
Химический состав глин изменчив. Варьируют содержания
как петрофильных, так и второстепенных компонентов. Глав-
ные из них — SiO2, А12О3 и Н2О. Почти всегда преобладает
SiO2 (44—70% и более), хотя в некоторых каолинитах содер-
жание его снижается до 38% (табл. 12.8) и становится почти
равным содержанию А12О3, а в аллофанах снижается до 22%
и уступает А12О3 (32%). Но в последнем случае высокое со-
держание воды (41,30%) объясняет низкие содержания алю-
мокремневых компонентов. В волконскоите, сепиолите и неко-
торых других магнезиальных силикатах А12О3 может отсутство-
вать, а в гидромусковите поднимается до 36% и в каолините,
накрите — до 40%.
Количество разных видов воды в воздушно-сухих образцах
глин редко бывает меньше 10%, часто поднимается до 26,5%,
а в отдельных, правда особых и редких, минералах (аллофа-
ны) — до 41,3%. Это конституционная вода (ОН), входящая
в структуру минерала, к ней присоединяется гидроксоний Н3О+
в качестве поглощенного катиона. Эти виды воды обычно в ана-
лизах обозначаются как Н2О+, и она входит в 100%-ю сумму
окислов. Адсорбционную воду — цеолитную, или каналовую,
межслоевую и внешнюю к частицам, часто фиксированную на
торцевых сколах, — обозначают в анализах как Н2О_ и ее не
включают в сумму 100%.
В магнезиальных глинистых силикатах содержание MgO до-
стигает 30—33%, т. е. выходит на второе место после кремне-
зема; в железистых — содержание Fe2O3 до 29% (нонтронит)
или до 17% (глауконит, ферригаллуазит и др.) и FeO до 4,7 в
гидробиотите и до 24,28% в шамозитах; в соконите содержа-
ние ZnO достигает 22,5—39,33%; в волконскоите содержание
Сг2О3 до 34%; в гидромусковитах и глауконитах содержание
К2О (главным образом как поглощенный катион) поднимается
до 8%, а содержание Na2O обычно меньше 1%, лишь в Na-
монтмориллонитах и некоторых гидробиотитах доходит до 3—•
4%. Другие окислы содержатся в малых количествах.
Чтобы судить более правильно о химическом составе глин,
лучше анализировать фракцию <0,001 мм, которая содержит
меньше неглинистой примеси.
Монтмориллонитовые глины отличаются низким содержани-
ем А12О3 (до 20%) и п. п. п. (это главным образом Н2О+), вы-
соким содержанием Н2О~ (10—20%) и щелочных земель. В тео-
ретически чистом монтмориллоните отношение SiO2: R2O3=
293
Химический состав основных
Минерал, порода Содержание
SiO2 А12О3 Fe2O3 FeO MgO СаО К2о Na2O
Средний состав глинистых пород, по Кларку 58,10 15,40 4,02 2,45 2,44 3,11 3,24 1,30
Аллофан (средн.) 23,8 40,5 + + + + + +
Каолинит (теорет.) 46,54 39,50 — —• — —. — ——
Каолинит 43,93 38,29 1,05 — 0,15 0,28 0,16 0,38
Каолин (Урал; Петров, 1947) 69,88 20,12 1,02 — 0,56 0,50 1,20 0,02
Каолин, там же 55,78 29,27 1,65 — 1,20 0,34 0,37
Г аллуазит 40,8 34,7 — — — — — 1
Хризотил 44,1 — — — 43,0 — — —
Лизардит (белый серпентин) 44,29 2,18 0,50 — 40,43 0,03 -— —.
Антигорит 43,60 1,03 0,90 0,81 41,00 0,05 0,03 0,01
Тюрингит (ФРГ) 25,09 18,94 9,60 25,66 9,80 0,30 0,08 0,11
Кронштедтит (Венгрия) 16,42 0,90 29,72 41,86 — 1,32 — —'
Парагонит 44,41 40,09 1,72 0,28 0,16 0,67 2,225,80
Пирофиллит 63,57 29,25 0,10 0,12 0,37 0,38 сл. 0,02
Тальк (Австралия) 60,88 1,98 0,83 — 31,18 0,14 — —.
Мусковит 45,87 38,69 сл. сл. 0,10 сл. 10,08 0,64
Маргарит 29,57 49,97 2,94 — 0,34 10,89 —• 0,92
Лепидолит (США) 48,58 28,93 — 0,04 сл. сл. 10,02 0,87
Биотит из гранита 37,17 14,60 3,75 25,85 4,23 0,17 8,25 0,15
Флогопит из мрамора 40,95 17,28 0,43 2,38 22,95 — 9,80 0,16
Г идромусковит 51,22 25,91 4,59 1,70 2,84 0,16 6,09 0,17
Серицит 49,16 30,81 — 1,43 2,22 — 10,90 0,63
Иллит (гидромусковит) 53,3 26,0 2,5 — 4,4 0,2 8,3 0,3
Глауконит из песчаника 49,29 3,17 21,72 3,19 3,85 0,74 6,02 0,12
Сколит 49,09 18,17 6,42 2,56 3,10 1,03 5,62 0,23
Вермикулит желтый 35,92 10,68 10,94 0,82 22,00 0,44 сл. сл.
» зеленый 34,76 14,86 2,74 0,41 18,18 0,40 — —
Г идробиотит 40,87 20,45 12,81 1,22 6,86 0,89 3,25 0,70
Стильпномелан 42,94 7,59 21,64 13,23 2,80 0,91 1,91 0,10
Монтмориллонит 65,04 17,07 3,39 0,21 3,53 0,83 0,15 2,37
Асканит-монтм. 53,50 25,12 3,96 — 5,22 2,16 0,83 2,16
Бейделлит 47,28 20,27 8,68 — 0,70 2,75 сл. 0,97
Нонтронит 40,25 5,50 29,44 сл. 0,53 2,59 сл. сл.
Сапонит 40,46 10,14 3,56 4,89 20,71 1,92 0,32 0,24
Гекторит (США) 53,95 0,14 0,03 — 25,89 0,16 0,23 3,04
Пеннин 33,83 12,95 2,25 3,02 34,94 —
Клинохлор 30,30 18,25 2,64 3,98 32,66 сл. 0,38 0,03
Рипидолит 24,60 19,10 3,12 29,04 13,10 сл. — —
Шамозит 25,65 16,14 6,69 34,43 4,47 — — —
Корундофиллит 23,20 24,42 3,40 13,40 22,76 1,04 сл. сл.
Палыгорскит 57,71 13,48 2,10 — 5,44 2,79 — и—
Сепиолит 54,83 0,28 0,45 —— 24,51 0,55 0,03 0,35
Главные минеральные типы глин отличаются не только определенными со
показательно отношение молекулярных количеств S'O2 к А12О3 (для каолинитов)
значаемой часто как R2O3. У каолинитов оно 2—2,4, у гидрослюд — 2,5—3,6,
Каолиниты характеризуются большим содержанием А12О3 (больше 35%) и
фракции <0,001 мм отношение первых двух окислов >2, то это скорее указы
К2О), а если оно <2, то возможно присутствие свободного глинозема (гидрар
может быть и 20%), то это указывает на присутствие многоводного галлуази
* Сумма Н2О+ и Н2О~.
294
Таблица 12.8
глинистых минералов и пород
окислов, %
1 н2о+ | тю2 Н2О“ со2 SOs Р»О, ВаО с МпО СГ2О3 ZnO Li2O СиО NiO
5,00 0,65 — 2,63 0,63 0,17 0,05 0,80 — — — — — —
35,7 13,96 13,59 10,98 6,48 24,5 12,9 12,42 12,18 10,40 10,17 4,45 5,66 4,98 4,67 4,81 2,56 1,35 4,23 7,14 4,73 5,7 7,21 13,47* 9,34 11,79 4,95 6,95 + 0,33 0,55 0,03 0,01 0,05 сл. 0,22 0,04 0,10 сл. сл. 3,14 0,82 0,53 0,01 0,12 0,21 сл. 2,13 сл. 0,36 1,Ю 0,28 0,08 0,08 0,15 0,54 0,48 4,60 10,50 6,01 5,70 1,94 0,01 0,03 0,32 сл. сл. 0,05 1 II Illi III СЛ. 0,04 0,08 0,02 сл. 0,22 0,92 0,06 сл. сл. сл. сл. 0,25 0,11 сл. 0,02 сл. сл. сл. сл. сл. 0,39 3,70 — 0,16 11,25
6,11 7,02 13,07 7,25 4,25 5,61 0,15 0,17 0,03 сл. 16,00 10,82 7,24 15,09 13,33 0,24 сл.
13,11 12,26 10,60 11,42 12,00 — 0,08
15,84 10,74 — 8,65 8,18
держаниями окислов, но отношениями основных компонентов. Из них наиболее
или отношение кремнезема к сумме полуторных окислов (AI..O3 -|- Fe2O3), обо-
у монтмориллонитов — 3,18—5,73.
НаО+ (11—13%), благодаря чему отношение A^OgiSiCV.HaO = 1:2:2. Если во
вает на примесь кварца или гидромусковита (в случае обнаружения в анализе
гиллита) или аллофана. Если потеря при прокаливании (п. п. п.)>14% (она
та, аллофана или тонкодисперсного органического вещества.
295
=4 : 1. Если оно выше, то присутствует свободный кремнезем
(кварц, кристобалит, опал), а если ниже, то это указывает на
замещение Si на А1 в тетраэдрических сетках или на примесь
каолинита, галлуазита и других минералов с большим содер-
жанием А12О3. Содержание CaO, MgO, Na2O и К2О в большей
части обусловлено поглощением их межслоевыми пространства-
ми, и они в основном являются обменными (за исключением
К). В неразбухающих (но мыслящихся) глинах больше Са, в
разбухающих Na преобладает над Са.
Гидрослюдистые глины имеют промежуточные значения SiO2
и А120з по сравнению с каолинитовыми и монтмориллонитовы-
ми, отношение SiO2: R2O3 равно монтмориллонитовому или ни-
же. П. п. п. также промежуточное, но часто приближается к
монтмориллонитовому. Характерно высокое (4,0—6,5 и выше)
содержание К2О. Содержание Н2О~ меньше, чем в монтморил-
лонитовых глинах, а содержание Fe2O3, как и в последних. Но
FeO обычно больше, чем в монтмориллонитовых глинах.
12.5. ПЕТРОГРАФИЯ. ПЕТРОТИПЫ
Несмотря на свое разнообразие, глинистые породы — це-
лостная и единая группа осадочных пород, имеющая общее
«лицо» — пелитоморфность, т. е. землистость, обусловленную
тем, что они преимущественно состоят из тонкодисперсных гли-
нистых минералов. Поэтому они визуально незернисты. Исклю-
чения редко обусловлены крупным размером кристаллов самих
глинистых минералов — это микалиты, или флинтклеи, тон-
штейны, в основном апопепловые каолинитовые породы торфя-
ных болот и угольных пластов. Гораздо чаще зернистость гли-
нистых пород обусловлена песчаной, раковинной или аттрито-
вой примесью. Петрографическую характеристику глин удоб-
нее дать по основным петротипам, разделив их на две группы
по степени смешанности, или полимиктовости.
12.5.1. МОНОМИНЕРАЛЬНЫЕ И ОЛИГОМИКТОВЫЕ ГЛИНЫ
12 .5.1.1. Каолинитовые глины, или каолины, — одна из са-
мых распространенных групп глин, сложенных часто одним
каолинитом, реже с примесью галлуазита, обычно белые, не
набухающие, жирные на ощупь, но иногда сухарные или темно-
серые и черные за счет углистого вещества. Под микроскопом
устанавливаются два структурных типа по взаимоотношению
чешуек: конформно- и неконформно-чешуйчатые.
Конформно-чешуйчатые каолины являются первичными, воз-
никшими в стадию экзогенного или гидротермного выветрива-
ния силикатных пород путем их метасоматоза на месте залега-
ния в кислой среде (болотах и других обстановках с обилием
органических кислот и в зонах гидротерм). Структура лепидо-
296
бластовая, тонко* или крупночешуйчатая, иногда песчаная шт
размеру, микалитовая, свидетельствующая об образовании ми-
нералов на месте их залегания, т. е. в данной породе способом
твердотельного преобразования. Обычно эти глины неслоистые,
нередко сохраняют структуру и текстуру первичных пород (гра-
нитную, обломочную, порфировую и т. д.), по которым они об-
разовались, т. е. являются псевдоморфными. Петротипы выде-
ляются по цвету, размеру кристаллов, примесям (первичным,
реликтовым, например по кварцу в апогранитовых каолинах,
или вторичным, например сульфидам в каолинах вулканическо-
го элювия) и литифицированности.
1. Каолин белый, чистый, неслоистый, массивного вида, пе-
литовый, без зернистой примеси, с реликтами кристаллической,
вероятно гравийно-песчаной, структуры (рис. 12.5,а), в воде
размокает без набухания, мощность свыше 10 м. В шлифе вид-
на тонко- и крупночешуйчатая лепидобластовая структура, сви-
детельствующая о метасоматическом, т. е. элювиальном, про-
исхождении, с чем согласуются макропризнаки и условия зале-
гания.
2. Каолин белый, сходный с типом 1, но отличающийся при-
месью равномерно распределенного, «плавающего» (далеко от-
стоящего друг от друга) кварца (рис. 12.5, б) песчаной размер-
ности (2—0,2 мм) — явно остаточного от замещенной поро-
ды — гранита (см. описание в 12.3.1).
3. Каолин белый, мягкий, размокает в воде без набухания,
неслоистый, мощностью свыше 20 м, местами пятнистый, с крас-
ными участками, с примесью опала, сульфатов или сульфидов,
приурочен к выходам вулканических гидротерм. Генетический
тип — вулканический элювий, например борта кальдеры Узон
на Камчатке, вулкана Эбеко, Хмельницкого и Менделеева на
Большой Курильской гряде.
4. Каолинитовый микалит черный, неразмокающий, неслоис-
тый, крупнокристаллический (0,05—1 мм), мощностью 2—5 см,
залегающий в пластах углей или в их подошве и кровле. По
существу, это каолинитовый аргиллит. Структура частично не-
конформная за счет расчленения корешками растений и порфи-
ровидная (см. рис. 12.5,в): на фоне лепидогетеробластовой
структуры выделяются идиоморфные крупные (до 1—2 мм по
длине) червеобразно изогнутые мегакристаллы каолинита (до
30—40%). Генезис — химический элювий торфяных болот,
первичная порода — вулканический туф, в основном витроклас-
тический.
Неконформно-чешуйчатые каолины с обломочной структурой
вторичны, т. е. образовались как механические осадки при
размыве и переотложении первичных, например кор выветри-
вания.
5. Каолин белый, чистый, быстро размокает в воде без на-
бухания, неслоистый или с неясной слоистостью, тонкоотмучен-
ный, в шлифах помимо обломочной структуры (см. рис. 12.5, г)
297
Рис. 12.5. Глины в прозрачных шлифах:
а — каолин с лепидобластовой псевдоморфной структурой, развившейся по
аркозовому гравелиту — песчанику, триас, Австралия, Сиднейский бассейн;
современная латеритная кора выветривания; б — каолин с лепидобластовой
псевдоморфной гранитной структурой — третичная кора выветривания Укра-
инского массива; в — крупнокристаллическая структура каолина — микали-
та в среднем карбоне Донбасса; черное — растительные остатки, включая и
корни болотных растений, вероятно, брекчировавших кристаллы; г — обло-
мочная крупночешуйчатая (алевритовая) структура переотложенного (делю-
вий) первичного, элювиального каолина; единичные щепковидные чешуйки
гидромусковита и зернышки кварца; д — монтмориллонитовая глина (гум-
брин) при одном николе (слева) и скрещенных николях (справа): структу-
ра микролепидобластовая и реликтовая витрокластическая; единичные свежие
кристаллы плагиоклаза, раковины глобигерин и панцири радиолярий; сено-
ман, Грузия, с. Гумбри; е — глауконитит лепидобластовый и сфероагрегат-
ный, подводно-элювиальный (гальмиролитический), возможно, отчасти скон-
денсированный; более светлые ореолы — относительно более крупночешуй-
чатый глауконит поздней генерации; ж — обломочная структура и ориенти-
рованная текстура кембрийской «синей» глины в основном гидрослюдистого
(иллитово-глауконитового) состава с хлоритом (?) и алевритовым квар-
цем; з — аргиллит таврической серии Крыма (верхний триас — нижняя
обнаруживающий примесь единичных чешуек гидромусковита б
расщепленными концами и алевритовых зерен кварца
(<0,05 мм). Генетически это вторичный, переотложенный као-
лин коры выветривания, развившейся в палеогене на кристал-
лических породах Украинского щита (Русько, 1971). Однако
перенос был недалеким, так как каолин остался чистым и бе-
лым. Очевидно, это делювий.
6. Аргиллит каолинитовый белый и светло-серый, неразмо-
кающий, сухарный, на ощупь почти не жирный, тонкоотмучен-
ный, землистый или с неясной слоистостью, местами микро-
брекчиевый с темно-серыми участками, обогащенными углистым
веществом, иногда микроолитовый, в шлифе почти изотропный,
тонкомикрочешуйчатый, в электронном микроскопе — ультра-
микроидиоморфно-чешуйчатый, сложенный листочками гексаго-
нальной формы и их пачками, залегает дециметровыми и мет-
ровыми пластами и линзами в основании некоторых каменно-
угольных угленосных толщ (Подмосковный бассейн, Тихвинское
бокситовое месторождение и др.). Генезис неясен. Обстановка*
накопления, вероятно, мелкоозерная или болотная, где из кол-,
лоидных (М.. Ф. Викулова) или истинных (И. Д. Зхус) раство-
ров глинозема и кремнезема синтезировалось каолинитовое ве-
щество, из которого при медленном течении процесса кристал-
лизовался каолинит. Причина твердости — свободные окислы
алюминия и кремнезем.
7. Каолинитовая глина темно-серая, тонкослоистая, с по-
слойно распределенными обугленными листьями растений, тон-
коотмученная и песчано-алевритовая, слабо размокающая, мощ-
ностью до первых метров. В шлифе видны обломочная струк-
тура и олигомиктовый и мезомиктовый состав, с примесью (до
20—25%) гидромусковита, возможно, и гидрохлоритов. Залега-
ет в подошве и внутри угольных пластов. Генезис — озерные,
проточноболотные, пойменные и старично-аллювиальные меха-
ногенные отложения.
12 .5.1.2. Аллофановые глины — самые загадочные и неуло-
вимые: при выявлении их минерального состава «не за что ух-
ватиться» — ни структуры (они аморфны), ни постоянного хи-
мического состава. И другие свойства изменчивы: окраски поч-
ти любые, они определяются примесями: пелитоморфные и афа-
нитовые; обычно неслоистые; крепкие и твердые (тв. 3), а при
увлажнении — землистые, порошковатые; часто прозрачные, со
стеклянным блеском, не свойственным глинам. Содержание во-
юра) — турбидит; структура крупно- и среднечешуйчатая (алевритовая),
текстура беспорядочная и ориентированная в кровле микроциклитов; поли-
миктовая, в основном хлоритово-гидрослюдистая, с растительным аттритом
(черное) и алевритом (в основании микроциклитов); и — хлоритово-серици-
товый сланец, верхний девон, франский ярус, колтубанская свита, Магнито-
горский мегасинклинорий; структура микролепидобластовая крупночешуйча-
тая, текстура сланцеватая
299
ды иногда до 50%. Обычны примеси соединений Са, Zn, Си,
РЬ и др. Все это отвечает греческому названию, обозначающе-
му «изменчивый», т. е. способный принимать чужой облик: то
бокситов, то кремней, то глин и других пород, за которые их ча-
сто ошибочно принимали.
Парагенетически аллофаны связаны с каолинитом, галлуази-
том, гиббситом, с гидротермально измененными породами —
гидротермалитами, бокситами, доломито-известняковыми тол-
щами, почвами влажных тропиков, т. е. фациально и генетиче-
ски разнообразны. Вслед за авторами термина «аллофан»
ф. Штромейера и И. Ф. Хаусмана (1816), минералоги и лито-
логи неоднократно его описывали, но не пришли к единой трак-
товке даже по вопросу: минерал это или порода? М. Ф. Вику-
лова (1957) и Ф. В. Чухров (1955) трактуют аллофан как
аморфную, предшествующую кристаллизации фазу глинистого
^вещества.
12. 5.1.3. Смектитовые, или монтмориллонитовые, глины —
‘одни из самых распространенных, как отбеливающие или мы-
лящиеся известны давно под местными названиями: кил, или
Кеффекилит, в Крыму (от Каффа, или Кеффа, — античного на-
звания г. Феодосии), асканиты и гумбрины (от сел Аскания и
Гумбри в Грузии), гюльаби (в Азербайджане и Туркмении),
бентониты и т. д. (Мачабели и др., 1981). Это зеленые, зелено-
ватые, желтоватые, красные, светло-серые, в сухом состоянии
каменистые, под дождем «раскисающие», порой превращаю-
щиеся в пасту (отсюда просадочные явления на дорогах, в сте-
пях — «степные блюдца»), иногда черные (мощные глинистые
толщи средней юры Планерского в Крыму), окрашенные орга-
ническим веществом. Сильно набухающие (увеличение объема
до 2—3 раз) Na-монтмориллонитовые глины называются чаще
бентонитами, мало набухающие, но хорошо мылящиеся (в том
числе и в морской воде) Са-монтмориллонитовые, например ки-
лы, — флоридинами.
В шлифе видна лепидобластовая, часто довольно крупноче-
шуйчатая структура (см. рис. 12.5, д), свидетельствующая об
образовании глинистого вещества на месте, в данной породе
путем твердотельного преобразования. Сохраняющиеся реликты
витрокластической структуры первичной породы — силуэты ро-
гулек вулканического стекла или дугообразная исчерченность
породы, а иногда и неглинизированное вулканическое стекло
определенно свидетельствуют об образовании глины по пепло-
вым туфам кислого состава в щелочных условиях морской сре-
ды. С этим согласуется присутствие редких свежих кристалло-
кластов кислого и среднего плагиоклаза, кварца, листочков био-
тита. Редкие раковинки глобигерин и панцири радиолярий ука-
зывают на морскую, чаще всего глубоководную, обстановку на-
копления. Толщина слоев — миллиметры, сантиметры и метры.
Другая группа петротипов — с обломочной чешуйчатой,
обычно весьма тонкой структурой, слоистость тонкая или отсут-
300
ствует из-за биотурбаций или коллоидальной переработки с об-
разованием скорЛуповатой отдельности. Обычна известковая
примесь, и глины постепенно переходят в мергели. Источник
вещества — глины первого типа, их размыв и переотложение,
с большим или меньшим разбавлением и смешением. Толщина
слоев — от миллиметров до сотен метров.
12. 5.1.4. Гидрослюдистые глины, вероятно, одни из самых
распространенных в стратисфере, но представлены они в основ-
ном двумя петротипами — гидромусковитовыми и глауконито-
выми пелитолитами, образующимися в наземных или подвод-
ных корах выветривания (включая и вулканический элювий)
или накопленными как механогенные осадки — продукты пе-
реотложения элювиальных образований. Третий генетический
тип — серицитовые сланцы, образующиеся в конце литогенети-
ческого цикла — на стадии метагенеза по всем другим пелито-
литам, а также в результате гидротермальной пропарки сили-
катных пород в зонах трещиноватости. Во всех случаях требу-
ются щелочные условия и достаточное количество калия. По
структуре выделяются обычные два типа: конформно-чешуйча-
тые, лепидобластовые (элювиальные или иные метасоматичес-
кие, а также метаморфические), и неконформно-чешуйчатые,
обломочные — механогенные осадки. Гидромусковитовые более
или менее чистые глины в основном являются механически от-
ложенными и, хотя и странно, редки в корах выветривания.
Глауконитовые глины зеленые до темно-зеленых, обычно
маломощные (от сантиметров до 1,5 м), микролепидоблзето-
вые, тонко- и грубочешуйчатые, часто сфероагрегатные (глобу-
лярные, см. рис. 12.5, е), неслоистые, морские гальмиролитиче-
ские (подводный элювий), сохраняющие свое инситное положе-
ние, документирующие перерывы в осадконакоплении. Больше
распространен другой петротип, который можно рассматривать
и как глауконитовые пески: они образуются в результате пере-
мыва чисто элювиальных и остаются также элювиальными, ес-
ли переотложение существенно не сместило их с мест коренно-
го залегания (тогда это механический элювий — горизонты
конденсации, или подводный перлювий).
12. 5.1.5. Хлоритовые глины распространены широко, но
обычно в виде маломощных (до метров и первых десятков мет-
ров) тел: в эвапоритах в ассоциации с палыгорскитом, сепио-
литом, смектитами, а также как продукты глинизации базаль-
товых гиалокластитов на морском дне (Курносов, 1986; Bailey,
1975; и др.). В этом случае они проходят стадию палагонита и
хлорофеита, т. е. преобразование стекла идет через аморфную
фазу. Цвет зеленый до почти черного. Размокают без набуха-
ния, но при наличии смешанослойных фаз набухают. Третий ге-
нетический тип — хлоритовые сланцы, которые, подобно сери-
цитовым, образуются при метагенезе по смектитам, каолинам,
другим филлосиликатным породам и базальтовым туфам и пес-
чаникам.
301
12. 5.1.6. Палыгорскитовые и сепиолитовые глины сравнитель-
но редки, часто залегают в виде линз, прослоек или жил в кар-
бонатных и эвапоритовых отложениях, но изредка их пласты
имеют толщину до 6 м (неогеновое Черкасское месторождение
на Украине) или многих десятков метров (описанные О. С. Ло-
мовой в 1979 г. палыгорскитовые глины в парагенезе с базаль-
тами Срединно-Атлантического хребта). Минеральный состав
и другие их признаки описаны выше (12.4.1).
12.5.2. ПОЛИМИКТОВЫЕ И МЕЗОМИКТОВЫЕ ГЛИНЫ
Полимиктовые и близкие к ним мезомиктовые глины, возни-
кающие в результате смешения материала из разных источни-
ков в путях переноса, резко преобладают над мономинеральны-
ми вместе с олигомиктовыми. Это означает, что большая часть
континентальных кор выветривания в геологической истории
перемывалась. Все эти глины осаждались как механические
осадки в тиховодных условиях. Отсюда господствующие в них
неконформные, обломочные структуры, которые трансформиру-
ются в конформные, лепидобластовые только при метаморфиза-
ции на стадии метагенеза. Текстуры тонкослоистые, часто се-
зонные, но нередки и неслоистые глины, утратившие свою сло-
истость в результате биотурбирования или образования скорлу-
поватой отдельности под влиянием коллоидных сил глинистого
вещества.
Состав полимиктовых глин варьирует в широких пределах
от относительно малосмешанных двухкомпонентных, или бими-
неральных, например каолинит-гидромусковитовых, до весьма
многоминеральных, например каолинит-хлорит-гидробиотит-
смектит-гидромусковитовых, которые обычны во флише. Петро-
типы, выделяемые по минеральному составу и примесям (обло-
мочной, карбонатной, кремневой, цеолитовой, растительной и
иной), многочисленны, например: гидрослюдисто-каолинитовые
(отношение 1 :2 довольно устойчиво) огнеупорные «монотер-
митовые» глины Часов-Ярского месторождения (N, Донецкая
обл.); «синие» глауконит-хлорит-гидромусковитовые глины
(gi~2, Прибалтика, см. рис. 12.5,ж); аргиллиты (см. рис.
12.5, з) хлорит-гидромусковитовые, с гидробиотитом, каолини-
том и монтмориллонитом (Тз—J2, Крым, Кавказ); хлорит-сери-
цитовые глинистые сланцы, или филлиты (см. рис. 12.5, w);
пестро- и красноцветные аридные и гумидные глины.
12.6. ГЕОЛОГИЯ ГЛИНИСТЫХ ПОРОД
Глинистые породы как самые распространенные являются
формациеобразующими и входят в состав многих формаций
платформ, геосинклиналей и океанов: элювиальных, коллюви-
альных, аллювиально-озерных, молассовых, шлировых, шельфо-
302
вых, флишевых, аспидных, океанических и других, включая и
вулканогенно-осадочные. В них они образуют слои толщиной
от сантиметров до сотен метров, циклично переслаиваясь обло-
мочными и другими породами. В циклитах они находятся в се-
редине или в кровле, а в парагенезе с карбонатными, кремне-
выми и солевыми породами — в основании. Форма слоев в пла-
не плащеобразная, реже лентовидная (в аллювии и приливных
отложениях), иногда рвущая диапировая. На выходах глиняные
слои часто задернованы. При складчатости они нередко пере-
жимаются на крыльях складок и раздуваются, пластично нагне-
таясь, в их замках. Способность к пластической деформации
под нагрузкой объясняет сложную складчатость флишевых и
других тонкоциклитовых толщ — чаще всего оползневую по ме-
ханизму образования.
Глинистые породы встречаются во всех стратиграфических
подразделениях, начиная с самых древних, хотя в архейских и
раннепротерозойских они превращены в амфиболиты, гнейсы,
слюдистые сланцы и другие метаморфические породы, но на
гнейсовых щитах (например, в Западной Австралии) остаются
сравнительно слабо измененными — лишь до стадии глинистых
сланцев. Эволюцию минерального состава глин в истории Зем-
ли предстоит еще выяснить.
12.7. ПРОИСХОЖДЕНИЕ ГЛИНИСТЫХ ПОРОД
Глинистые породы полигенетичны. Как способы, так и ус-
ловия их образования и источники вещества весьма разнообраз-
ны, и в этих отношениях они практически не уступают класто-
литам (см. гл. 13). Генетическая информативность пелитолитов
большая и дополняет данные по обломочным породам и хемо-
биолитам.
12.7.1. ИСТОЧНИК ВЕЩЕСТВА
Основным источником вещества для образования глин слу-
жат силикатные породы и силикатное стекло, выветривающие-
ся на суше и в меньшей мере на дне морей и океанов, а так-
же ранее накопленные глинистые толщи, которые перемыва-
ются на суше (терригенный материал) или на морском дне
(эдафогенный материал). Третий источник — гидротермальные
выносы глинозема и кремнезема — подчиненный: за его счет
образуются малые массы и тонкие слои, что объясняется мед-
ленностью синтетического способа образования алюмосиликатов
и малыми запасами исходных компонентов в гидросфере (крем-
незем и глинозем мало растворимы при низких температурах).
Как источник для образования новых глинистых минералов и
пород можно рассматривать сами глинистые минералы и поро-
303
ды, -преобразующиеся в стратисфере в син-, диа-, ката- и, глав-
ное, в метагенезе в трансформированные, точнее, трансформа-
ционные минералы.
12.7.2. СПОСОБ ОБРАЗОВАНИЯ
Если глинистые минералы образуются практически только
химическим способом, то глинистые породы — химическими,
физическими, механическими и даже биологическими способа-
ми. К чисто физическому измельчению слюд, слюдистых слан-
цев всегда примешиваются гидратация, адсорбция, катионов и
другие химические изменения, так что и этот способ в значи-
тельной мере химический, т. е. химико-физический.
Различают три способа образования глинистых минералов
и соответственно три их генетических типа: 1) синтез из при-
родных растворов — синтезированные; 2) метасоматоз (преоб-
разование, замещение) силикатных пород — элювиальные и
гидротермальные; 3) трансформация одних глинистых минера-
лов или слоистых силикатов вообще в другие — трансформиро-
ванные, лучше — трансформационные минералы.
Непосредственный синтез глинистых минералов из растворов
идет крайне медленно при низких температурах и из-за малого
содержания в гидросфере растворенных SiO2 и А12О3, характе-
ризующихся низкой растворимостью. Поэтому синтетические ми-'
нералы образуют лишь линзы, тонкие прослойки и гнезда: као-
линит сухарных глин и поровых выполнений в песчаниках, от-
личающийся идиоморфностью; глаукониты, шамозиты, палыгор-
скиты, сепиолиты, волконскоиты, монтмориллониты локальных
участков; каолиниты и некоторые другие глинистые минералы
на путях гидротерм и в местах их выхода на поверхность Зем-
ли. Высокая степень совершенства кристаллической структуры
считается признаком синтетического генезиса глинистых мине-
ралов.
Метасоматические минералы составляют главную часть гли-
нистых пород. Они образуются в итоге твердотельного преобра-
зования силикатов при низких температурах в стадию вывет-
ривания или несколько повышенных — при гидротермальном
процессе. Конкретный механизм замещения минералов с кар-
касным типом структуры (полевых шпатов и др.) на слоис-
тые — сложный и, вероятно, включает микрообъемы растворов,
т. е. первый способ, но твердая фаза, возможно, служив матри-
цей или затравкой. Из аморфной фазы, например из вулкани-
ческого стекла, кристаллизация глинистых минералов происхо-
дит также чаще всего после ее гидратации, например палагони-
тизации сидеромеланового базальтового стекла гиалокластитов
в водной среде.
Трансформированные, или трансформационные, минералы
встречаются часто, но их общий объем сильно уступает мета-
соматическим. Трансформация первичных глинистых минералов-
304
происходит, по И. В. Карповой (1973, с. 124), с сохранением^
структуры — это изоморфная трансформация с изменением хи-
мического состава или степени структурного совершенства или
с изменением кристаллической структуры — политипная транс-
формация (отсюда «политипия» минералов). Аградацией на-
зывают положительную, или прогрессивную трансформацию,.
деградацией — отрицательную, регрессивную. К аградации от-
носят преобразования, связанные с поглощением катионов, с
увеличением заряда слоя, с упорядочением структуры, напри-
мер гидрослюдизацию смектитов (развитие гидрослюд по монт-
мориллониту — через смешанослойные фазы), мусковитизацию
гидрослюд, стабилизацию смешанослойных структур. В массо-
вом виде аградация совершается при метагенезе и метаморфиз-
ме. Деградация выражается в выносе катионов, уменьшении за-
ряда слоя, разупорядочении структуры, например каолинита,
гидрослюд, хлоритов при переносе, преобразование слюд через
смешанослойные фазы в монтмориллонит, вермикулит и другие
глинистые минералы, например в корах выветривания и почвах.
И здесь трансформация смыкается с метасоматозом и в неко-
торых случаях сводится к нему. Если аградация широко рас-
пространена при ката-, метагенезе (и далее при метаморфиз-
ме), то деградация — основное содержание выветривания и
почвообразования, хотя и при них идут процессы аградации, но-
они остаются подчиненными.
Способы формирования глинистых пород, выражающиеся их
генетическими типами, более разнообразны по сравнению со
способами минералогенеза. Различают глины элювиальные и
хемоседиментогенные, механогенные, гидротермные и интра-
крустальные (внутрикоровые — метагенные).
Элювиальные глинистые породы слагают большую среднюю
и нижнюю части коры выветривания, в латеритном типе до-
стигающие мощности 100 м (см. гл. 3). Они подстилают собст-
венно латеритный горизонт — железные руды и бокситы. Ос-
новные реакции идут с участием воды: гидролиз силикатов
(расщепление молекул), растворение, пленочные гидратные
процессы, гидратация, а также активизация бактериальной жиз-
ни. Из силикатов первыми освобождаются щелочи — Na и К,
определяющие высокий pH среды, и поэтому формируются
прежде всего гидрослюды, а затем и смектиты. По мере вымы-
вания щелочей и развития процесса выветривания, в котором
все больше принимают участие гумусовые и другие органиче-
ские кислоты, подвижными становятся щелочные земли, т. е. Са
и Mg, которые в конце концов удаляются, и гидрослюды и смек-
титы, в условиях понижающегося pH становящиеся неустойчи-
выми, постепенно трансформируются в минералы каолиновой
группы и, возможно, в аллофаны. Таким образом, «щелочное»
выветривание во времени и снизу вверх по разрезу сменяется
«кислым», а монтмориллонитово-гидрослюдистая зона (фронт
выветривания) — каолинитовойг все более расширяющейся за
30S
«счет первой. Наряду с деградацией идет и аградация — фор-
мирование все более совершенных по кристаллической структу-
ре и равновесных к новым условиям каолинита и других фил-
лосиликатов.
Минералогия глин коры выветривания определяется также
исходной породой, в частности ее фемичностью или сиаллично-
стью. По основным магматическим породам, богатым Fe и
Mg, образуются железистые и магнезиальные смектиты (нонт-
рониты и др.), хлориты, сепиолиты, палыгорскиты, гидробиоти-
ты, по ультраосновным — серпентины, палыгорскиты, хлориты,
нонтрониты и др. По кислым магматическим и другим породам,
бедным фемическими элементами, образуются гидромусковиты,
типовые (А1) монтмориллониты, каолиниты и др. (Гинзбург,
Рукавишникова, 1951; Казанский, 1969; Куковский, 1974; Пет-
ров, 1967; Полынов, 1934; и др.). Элювиальные глины неслоис-
ты, чисты по составу и цвету (белому, зеленому, красному), с
реликтами текстуры и структуры первичной породы, т. е. часто
псевдоморфны, обычно лепидобластовые, нередко пятнистые, с
той или иной зональностью, определяемой рельефом, трещино-
ватостью и ходом выветривания.
Химическое глинообразование происходит и при подводном
выветривании — гальмиролизе, которое минералогически, пет-
рографически и генетически лишь немного менее разнообразно
по сравнению с наземным: не образуются (или пока не откры-
ты) лишь каолины.
Гидротермальные глины представлены почти исключительно
.каолином, так как господствуют кислые термы. Основной спо-
соб их образования — гидротермальное элювиальное перерож-
дение вулканитов, пропаривающихся горячими растворами и га-
зами. Гидротермально-элювиальные каолины мощностью до
50 м и больше включают сульфаты, опалиты, сульфиды и цели-
ки вулканических пород, нередко пятнисты. Под водой более
часто в вулканическом элювии образуются смектитовые, хлорш
товые, палыгорскитовые и иллитовые глины.
Хемоседиментогенные глины хотя и не редки, но маломощ-
ны: это гнезда, линзы, выполнения трещин, тонкие прослои ал-
лофанов, глауконита, шамозита, каолина и других минералов.
К ним относят сухарные каолинитовые глины нижнего карбона
Подмосковного угольного бассейна и Тихвинского бокситового
района (см. 12.5.1; Зхус, 1966). У выходов гидротерм как на
суше, так и под водой состав синтезированных седиментацион-
ных глин более разнообразный.
Механогенные глины, образующиеся в результате переотло-
жения всех других глинистых, обломочных и метаморфических
слюдистых пород, резко преобладают над всеми другими гене-
тическими типами, образуют мощнейшие формации (флиш, мо-
лассу) и входят в большинство других, формируются однооб-
разно — чисто гравитационным осаждением из взвеси в тихо-
водных условиях, а также вытаиванием из льда ледников, де«
.306
лювиальным смывом, пролювиальными и турбидитными пото-
ками. Экзотичны эоловые глины (эолиниты), формирующиеся
в виде невысоких (до 4 м) дюн на осушках илистых лагун из
подсушенных глинистых корочек. Как биогенно-механогенные'
глины рассматриваются накопления глинистых копролитов, фор-
мирующихся в кишечнике планктонных и нектонных биофиль-
траторов, пропускающих через себя морскую воду, глинистая
взвешенная часть которой агрегируется в комочки.
12.7.3. УСЛОВИЯ ОБРАЗОВАНИЯ
Самое необходимое условие для генезиса глинистых мине-
ралов — обводненность, хотя бы в виде поровой или пленочной
влаги. Без воды невозможно глинообразование. Поэтому в-
принципе глинообразование запрещено в экстрааридных и ле-
довых условиях.
Второе условие, хотя и менее жесткое, но также почти обя-
зательное — довольно высокая температура, по крайней мере
положительная, но лучше — в десятки градусов. При более
низкой температуре (ниже 10°С) глинообразование идет мед-
ленно и вяло (глауконит). Поэтому на суше оно тяготеет к эк-
ваториальным и тропическим зонам и постепенно затухает в
умеренном гумидном климате.
Третье, еще менее универсальное условие — плоский рель-
еф, значение которого обычно переоценивается. Для глинообра-
зования важно удаление ненужных для формирования глинис-
тых минералов продуктов выветривания, а это обеспечивается
не низменно-равнинным, а довольно высоким — средне- или
низкогорным и плоскогорным — рельефом, при котором ампли-
туда просачивания и промывного гидролиза значительна (см.
гл. 3), а мощность кор выветривания достигает 100—150 м и
более. Однако высокогорный рельеф уже чрезмерен для глино-
образования, поскольку выветривающиеся породы экспониру-
ются непродолжительное время, недостаточное для химическо-
го разложения силикатов и синтеза новых, глинистых мине-
ралов.
Проявляющийся через рельеф тектонический режим должен
быть умеренной активности или пассивным, а скорости седимен-
тации очень малыми. Оптимальны перерывы.
Химические условия часто имеют решающее значение для
образования глинистых пород и минералов. Самый важный
параметр — pH. Глинистые минералы образуются при широ-
ком диапазоне pH: от самых высоких, резко щелочных (>9)
до низких (2—3), весьма кислых условий (см. гл. 3). Большин-
ство гидрослюд и смектитов формируются при щелочных усло-
виях (рН>7), а отдельные минералы отражают градации ще-
лочности: Na-монтмориллонит характерен для среды с рН>9,
Са-монтмориллониты (часто вместе с натриевыми) — для сре-
ды с pH 9—8, кальциево-м!агниевые — для низкощелочных, а
307
тиагниевые — для близких к pH 7. Каолиниты, наоборот, обра-
зуются в кислой среде (рН<7), нередко весьма кислой: в тор-
фяниках (pH 5—4) или гидротермах (pH до 2—3). Они, сле-
довательно, антагонисты со смектитами и большинством гидро-
слюд. Хлориты формируются как при щелочных, так и при сла-
бокислых и кислых условиях. Палыгорскиты и сепиолиты —
продукты щелочных условий при обогащенности грунтовых,
иловых или озерных вод ионом магния.
Второй по важности химический показатель глинообразова-
ния — окислительно-восстановительный потенциал, или Eh, оп-
ределяющий в основном валентность атома железа, входящего
в решетку филлосиликата. Положительные значения Eh обеспе-
чивают вхождение Fe+3 в молекулу нонтронита и других желе-
зистых минералов. Однако на примере глауконита, в составе
которого Fe+3>Fe+2, можно заключить, что в обычных окисли-
тельных условиях успевает войти в состав силиката лишь не-
большое число атомов Fe+3, так как основная его часть быстро
выпадает в твердую фазу в виде ржавца. Формирование глау-
конита (Минералогия..., 1981; Николаева, 1977; Porrenga, 1967),
как и других глинистых минералов, идет медленно, и все это
время трехвалентное железо должно находиться в растворе.
По-видимому, это обеспечивают гуминовые кислоты и другие
ОВ, с которыми Fe3+, возможно, образует комплексные метал-
лоорганические соединения (см. гл. 3), предохраняющие его от
осаждения и восстановления при Eh<0. Коллоидная природа
гидроокиси Fe, вероятно, также способствует этому.
Глауконит формируется на окислительно-восстановительном
геохимическом барьере — в верхней части восстановительной
зоны (при слабовосстановительных условиях) на границе с
окислительной и вблизи поверхности осадков (поэтому он всег-
да доступен для перемыва). Термодинамически узкая (0,5 м
или тоньше) зона глауконитообразования — открытая по отно-
шению к морской воде и биосу система, и окислительно-восста-
новительная граница поддерживается интенсивно идущими ре-
дукционными процессами, в которых одну из главных ролей
играют бактерии и другие низшие организмы (Фролов, 1984).
В более восстановительных условиях формируются шамози-
ты (Porrenga, 1967), тюрингиты и другие глинистые минералы
с Fe2+. Зона их образования подстилает глауконитовую в раз-
резе донных осадков или фациально сменяет по простиранию в
сторону лагунного пояса, где благодаря- обилию ОВ восстано-
вительные процессы более интенсивны.
Общее условие эффективности элювиальных процессов гли-
нообразования — стабильность функционирования динамичес-
кого равновесия в формирующейся коре, т. е. «фактор време-
ни».
Механогенные глины формируются на всем фациальном про-
филе от водоразделов с корами выветривания или сложенных
тлиносодержащими коренными породами до самых глубоких де-
•308
прессии океанов, преимущественно в тиховодных ловушках, но
с ясной тенденцией перемещения на все более низкие отметки
и во все менее динамичные обстановки. Наибольшие массы
глин накапливаются в трех поясах — озерном, лагунном и ба-
тиальном, у подножия континентального склона.
12.7.4. СТАДИАЛЬНЫЕ ИЗМЕНЕНИЯ И ГЛИНООБРАЗОВАНИЕ
Глинистые минералы и породы образуются и изменяются и
в постседиментационные стадии, начиная с сингенеза и диаге-
неза и кончая метагенезом (Кобранова, 1962; Логвиненко, 1968;
Jones, 1944), но масштабы по сравнению с гипергенезом и се-
диментогенезом значительно меньшие.
В стадию диагенеза происходят деградация глауконита (см.
гл. 3), некоторое преобразование терригенных слюд, начинается
образование аутигенного каолинита и других филлосиликатов в
порах песчаников, витрокластические туфы преобразуются в
смектиты или каолиниты, хотя возможности для этого меньшие
по сравнению с гипергенезом и ранним катагенезом.
Катагенез, особенно ранний, более продуктивен для образо-
вания глинистых минералов, чем диагенез, если из последнего
исключить сингенез — гальмиролиз. Условия раннего катагене-
за во многом аналогичны влажным тропикам: высокие темпера-
туры (30—70°С и выше), большая влажность, обусловленная
высокой начальной пористостью (больше 50%), и геологичес-
кое время. Поэтому интенсивно идет глинизация полевых шпа-
тов и других силикатов, силикатных лито- и витрокластов, наи-
более неравновесных к новым условиям (см. гл. 3). По сущест-
ву, это вторая фаза выветривания, но уже глубинного. Каоли-
нит в порах песчаников в основном образуется в раннем ката-
генезе.
Поздний катагенез для глинистых пород означает превраще-
ние размокающих глин в аргиллиты, т. е. их окаменение (по-
теря пластичности и способности размокать). Заметны и агра-
дационные изменения глинистых минералов: увеличение слю-
дистой составляющей смешанослойных образований, упорядоче-
ние кристаллической структуры и состава, уменьшение желе-
зистости глауконитов и увеличение магнезиальности железо-
магнезиальных хлоритов, исчезновение шамозитов, превращаю-
щихся в хлориты, начало исчезновения каолинита, вероятно,
превращающегося в хлориты (при наличии Mg и Fe) и в се-
рицит (при наличии А1), упорядочение структуры гидромуско-
вита политипа 1М, превращение его в политип 2М1 и в муско-
вит.
Метагенез ознаменован более глубокими преобразованиями
глинистых пород и цемента песчаников. Уже на стадии поздне-
го катагенеза глинистый цемент песчаников перекристаллизовы-
вается, а на стадии метагенеза перекристаллизация усиливается
ж продолжает опережать перекристаллизацию глинистых пород,
309
которая в целом опережает преобразования обломочного кар-
каса песчаников. Ассоциация глинистых минералов упрощается
в направлении гидрослюдизации и хлоритизации, развиваются
сланцеватость, кливаж течения, аргиллиты превращаются в
глинистые сланцы. Для них характерны ассоциации упорядо-
ченной гидрослюды мусковитового типа — серицита и триокта-
эдрического железомагнезиального хлорита, пирофиллита и
кварца, развитие стильпномелана, парагонита и гюмбелита
(Карпова, 1983, с. 126). Таким образом, в результате трансфор-
мации глинистых минералов глинистых пород при их метамор-
физации возникают фактически новые петротипы — глинистые-
сланцы разного минерального состава — с преобладанием се-
рицита или хлорита. Это не только петрографический, но и
геологический факт, документирующий региональную смену ре-
жима температуры, давления и обусловливающего их тектони-
ческого режима.
Сходные изменения могут быть и локальными, интересный
пример чего приводит Г. В. Карпова (1983, с. 127). За счет гид-
ротермального подъема нагретого флюидного вещества нефте-
газовых месторождений по разрывам в зоне куполов глинистое
вещество превращается в диккит и кварц.
Более глубокие преобразования глинистых пород — превра-
щение их в пирофиллитовые, фенгитовые и мусковитовые слан-
цы и филлиты с хлоритом, альбитом, эпидотом — наступают
при метаморфизме низшей стадии — «фации зеленых сланцев»,
точнее, ее хлорит-серицитовой (мусковитовой) субстадии (или
«субфации»).
12.8. ТЕОРЕТИЧЕСКОЕ И ПРАКТИЧЕСКОЕ
ЗНАЧЕНИЕ ГЛИНИСТЫХ ПОРОД
Глинистые породы имеют, может быть, самое большое (из
всех горных пород) значение для решения теоретических задач
геологии и в практической деятельности человека.
12.8.1. ТЕОРЕТИЧЕСКОЕ ЗНАЧЕНИЕ ГЛИН
Глинистые породы — повсеместно распространенные геоло-
гические документы практически всех периодов истории Земли,
обладающие большой историко-геологической, палеогеографиче-
ской и генетической информативностью.
Генетическая информативность заключается в чувствитель-
ности глин к химическим, физическим и динамическим услови-
ям среды своего образования и преобразования. По ним можно
судить о влажности климата, температуре атмосферы и гидро-
сферы, pH и Eh локальных участков (см. гл. 3 и 12.7.3), кон-
центрации химических элементов, входящих в решетку глинис-
тых минералов или образующих их обменный и поглощенный
310
ионный комплекс, о составе материнских пород, Химизме, тем-
пературе и количестве грунтовых и подземных вод на разных
этажах стратисферы, что в свою очередь документирует геотер-
мический режим и тектоническую обстановку. В этих случаях
первичные глинистые минералы как аутигенные компоненты до-
полняют и контролируют данные по другим аутигенным мине-
ралам. Особенно важны типоморфные, или индикаторные, ми-
нералы: каолинит, монтмориллонит, глауконит, шамозит, палы-
горскит, сепиолит, нонтронит, серпентин. Еще более информа-
тивны генетические типы глин, особенно элювиальные, — ком-
плексные документы климата, рельефа, тектонического режима,
химизма среды, а иногда и стадии вулканизма.
Многие глинистые породы имеют вторую, аллотигенную
природу, в чем они аналогичны обломочным породам: они фор-
мировались из переотложенного и смешанного в путях мигра-
ции уже «обломочного» глинистого материала, который нерав-
новесен с условиями места седиментации и, следовательно, не
может использоваться для их восстановления. Но как терри-
генные минералы они документируют петрофонд и климат об-
ластей размыва на суше или на дне морей и океанов, допол-
няя данные по обломочным компонентам. По ним восстанавли-
вают тип коры выветривания (а следовательно, и климат) и
дальность переноса (по степени разбавления и смешения), а
также тиховодность и спокойное гравитационное осаждение,
вытаивание из льда ледника и айсбергов или спазматичность
процесса (турбидиты, пролювий, оползни-потоки и т. д.). Хотя
разнообразие генетических типов глин беднее кластолитов, но
и их надо использовать. Часто само присутствие глинистых ком-
понентов, например в виде заполнителя в песчаниках, показы-
вает, что отложение материала было вне зоны активной дина-
мики или происходило лавинно.
Палеогеографическая информативность глин весьма значи-
тельна и ценна, что было видно из предыдущего. Глины —
•один из основных документов климата и климатической зо-
нальности. Особенно ценны глины кор выветривания — мине-
ральный отпечаток последней, способный сохраняться сотни
миллионов и миллиарды лет. Латеритный профиль — документ
тропического влажного климата, а мощность кор указывает не
только на оптимальные влажность и температуру, но и на по-
ложение зоны выветривания относительно уровня стоячих грун-
товых вод и косвенно — на рельеф (см. гл. 3), тектоническую
трещиноватость и многое другое. Менее развит профиль хими-
ческого выветривания в умеренной климатической зоне, а лате-
ритный горизонт не образуется. Иной тип коры выветривания
в семиаридных и аридных зонах.
Если элювий документирует устойчивую на протяжении до
1—2 млн лет климатическую зональность, то почва — более
чувствительный индикатор климата, поскольку ее развитый про-
филь способен сформироваться за 200—300 лет. Кроме того,
311
помимо глинистых он включает биосферные компоненты1 (ос-
татки растений и животных или следы последних) и карбона-
ты. Даже неразвитость глинистой коры выветривания и почв —
тоже палеогеографический документ аридного или ледового кли-
мата или высокогорного рельефа. Почвы, как и элювий в це-
лом, отвечают континентальным перерывам.
Разнос глинистого материала на большие площади способ-
ствует их сохранению в геологической летописи и позволяет ис-
пользовать для восстановления состава питающих провинций,,
их климата, рельефа, места расположения, размера и длитель-
ности существования в качестве области размыва, а также для
стратиграфической корреляции разрезов и их расчленения на
местные и региональные стратиграфические единицы, что рель-
ефно показали В. П. Казаринов, Ю. П. Казанский и другие ли-
тологи.
Историко-геологическая информативность глин многообраз-
на (Атлас..., 1962; Карпова, 1972; Методическое..., 1957; Фаци-
альные..., 1973). Сам факт накопления глин, особенно в мас-
штабе геоформаций, знаменует этап или зону с влажным и
теплым климатом и умеренно активным или умеренно пассив-
ным тектоническим режимом и спокойной гидродинамикой, по
крайней мере у дна. Многие типы глин прямо указывают на пе-
рерывы в осадконакоплении: почвы, коры выветривания на су-
ше, глаукониты, шамозититы на дне моря, красная океаничес-
кая глина в целом (Hoffer, 1980). Глины и глинистые толщи —
одна из основ историко-геологической периодизации истории
развития и регионального стратиграфического расчленения, а
глинистые формации — необходимый элемент структурного рай-
онирования территорий и выделения структурно-тектонических
зон.
Глинистые минералы и породы продолжают изменяться на
протяжении длительной (до миллиардов лет) истории пребы-
вания в стратисфере, чем фиксируют темп и масштабы нарас-
тания температуры, давления, глубины погружения, т. е. слу-
жат литологическим барометром и термометром. Это позволя-
ет восстанавливать геотермический режим прошлого и его эво-
люцию во времени, характер и масштабы тектонических дви-
жений, а также картировать изменения этих режимов и выра-
жающих их параметров на обширных территориях (Япаскурт,
1989 и др.). Локальное развитие глинистых сланцев на регио-
нальном фоне аргиллитов или даже глин — знак местной гео-
термальной аномалии, по которой можно судить о глубинном
магматическом очаге или месторождении нефти и газа. Другой
тип глинистых сланцев — динамометаморфических — обозна-
чает боковое давление, т. е. динамический режим сжатия, что
также поддается картированию и историко-геологическому ис-
толкованию. С другой стороны, сохранение глин (например, си-
них кембрийских в Прибалтике) в пластическом состоянии на
протяжении сотен миллионов лет или аргиллитов с возрастом
312
2,0—г2^5 млрд лет (Западная Австралия) определенно свиде-
тельствует об устойчивом пассивном тектоническом режиме и
жесткости земной коры. Вулканоэлювиальные и гидротермаль-
ные седиментационные глины помогают восстановить историю
вулканизма при палеовулканологических реконструкциях.
Изучение фациальных и генетических типов глин и их стади-
альных преобразований в стратисфере проливает теоретический
свет на решение проблем формирования месторождений угля,
нефти, газа и других полезных ископаемых.
12.8.2. ПРАКТИЧЕСКОЕ ЗНАЧЕНИЕ ГЛИН
Области практического применения и использования глин в
экономике весьма разнообразны и обширны. Основными мож-
но считать глины как полезные ископаемые, вместилища дру-
гих полезных ископаемых, как стройматериалы, почвы, осно-
вания для сооружений, нефтематеринские толщи и флюидо-
упоры.
Глины сами являются полезными ископаемыми и, кроме то-
го, вмещают многие руды и другие полезные ископаемые. Као-
лины — сырье для производства фарфора и фаянса. Каолины,
галлуазитовые и каолин-гидрослюдистые глины, особенно с при-
месью свободных гидратов глинозема, — огнеупорные материа-
лы — сырье для производства жаростойкой керамики, труб,
посуды для химической, стекольной и металлургической про-
мышленности. Чем больше в глине каолина, тем она более ог-
неупорна и наоборот. Различают глины огнеупорные, тугоплав-
кие и легкоплавкие соответственно с температурой плавления
выше 1580, 1580—1350 и ниже 1350°С. Примеси окислов желе-
за, сульфиды, кальцит, сидерит, гипс, соединения Мп и Ti сни-
жают огнеупорность. Соединения Fe, Мп и Ti окрашивают гли-
ны, что часто нежелательно. Растительные остатки не снижают
температуру плавления, но вызывают пористость черепка.
Разнообразные глины — главный компонент для производ-
ства цемента, кирпича, черепицы, облицовочных плиток, мос-
тового клинкера, кафеля, каменной посуды, дренажных и ка-
нализационных труб и других стройматериалов и изделий. В по-
следних «работают» как плавкость (способность при определен-
ной температуре, обычно высокой, переходить в текучее состо-
яние), так и пластичность глин (способность во влажном состо-
янии приобретать любую форму и сохранять ее в высушенном,
иначе — способность с водой давать пасту) и спекание (спо-
собность частичного плавления при температурах ниже их пол-
ного плавления, что выражается в образовании спекшегося че-
репка), определяемое присутствием полевых шпатов, слюды,
хлоритов, карбонатов, гипса, соединений железа и других ми-
нералов, способных плавиться раньше основной массы глин.
Иногда оказывается полезным здесь и свойство огнеупорности.
313
По возрастанию пластичности глины располагаются в следу-
ющем порядке: первичные каолины — Са-монтмориллонито-
вые — гидрослюдистые — бейделлитовые — тонкодисперсные
(переотложенные) каолины — Na-монтмориллонитовые. Плас-
тичность может быть увеличена насыщением Са-монтморилло-
нитов катионом Na, а у каолинов — искусственным измельче-
нием. Гуминовые соединения повышают пластичность и связы-
вающую способность глин. Пластичность и связывающую
способность глин широко используют в промышленности. Кро-
ме того, монтмориллонитовые и другие смектитовые глины да-
ют лучшие бурильные растворы, без которых невозможны про-
ходка скважин и вынос шлама. Они также лучшие адсорбенты.
красителей (при отбеливании тканей, бумаги, вина, воды, неф-
тепродуктов, масел, жиров и других веществ), для изготовле-
ния лекарств и т. д. С адсорбционными свойствами связана
каталитическая способность поверхности и боковых скалов гли-
нистых частиц, что используется в химической промышленно-
сти, в синтезе каучука, крекинге бензина, а в природе, вероят-
но, проявляется в «созревании» нефти. Наибольшей адсорбци-
онной способностью обладают апопепловые Na-монтмориллони-
товые глины — бентониты. Обработка кислотами других глин
повышает их адсорбционную способность.
Адсорбционной способностью объясняется приуроченность к
глинам месторождений урана, ванадия, золота, меди, свинца,
цинка и других редких и рассеянных элементов, многие из них
извлекаются в промышленных масштабах. Таким образом, гли-
ны служат рудой на эти элементы.
Глины вмешают месторождения сидеритов, железомарганце-
вых конкреций и фосфоритов. Глауконит — ценная зеленая
краска и сырье для ее изготовления. Судя по зеленому насы-
щенному цвету на иконах Дионисия и других живописцев, эта
краска стойкая. Глауконит используется и как удобрение из-за
высокого (до 4—8%) содержания легко извлекаемого калия.
Это и бедная железная руда. В будущем из глин будут вы-
плавлять и алюминий.
Каолины широко используются как наполнители в резино-
вой, бумажной, мыловаренной и парфюмерной промышленно-
сти. В составе бумаги 20—40% каолина, и бумажная промыш-
ленность — основной его потребитель. Каолин придает бумаге
гладкость и повышает ее плотность и просвечиваемость. Вред-
ная примесь — соединения железа, из-за которых бумага жел-
теет. В резине каолин повышает стойкость против истирания и
кислотоупорность. Хозяйственное мыло содержит 10—40% као-
лина, а туалетное — 5% (Рухин, 1969, с. 108). В большом ко-
личестве он входит в состав пудры, разнообразных паст, ма-
зей, помад, грима. Здесь, как и при изготовлении посуды, труб
и другого, ценным является химическая инертность каолина и
других глин. Монтмориллониты повышают моющие свойства
мыла и способствуют получению пушистой пены.
314
Ни одна плотина гидростанций не может быть без глиняно-
го ядра — почти абсолютного водоупора. Это свойство исполь-
зуется при сооружении подземных хранилищ нефти, газа, во-
ды, а также вредных отходов промышленности. В природе флю-
идоупорность глин обеспечивает формирование и сохранение
нефтяных и газовых месторождений, для которых они играют
роль покрышек. Для нефтегазообразования глины играют и
другую весьма важную роль — они генерируют микронефть,
которая потом уходит из них в коллектора. Глинистые толщи,
особенно морские, — основные нефтематеринские фации. Это
определяется наивысшим кларком (1—2% и выше) содержания
ОВ именно в глинах. Оно содержится в них в рассеянном ви-
де, сохраняется от окисления благодаря восстановительным ус-
ловиям глинистых осадков и в анаэробных условиях бактери-
ально и биохимически преобразуется в углеводороды нефтяно-
го ряда (см. гл. 11). При этом глинистое вещество, особенно
смектитовое, оказывает, вероятно, и каталитическое действие на
органическое (Вассоевич, 1975; Клубова, 1973; и др.). Флюидо-
упорные свойства и трещиноватость, снижающую флюидоупор-
ность, изучают не только инженеры-геологи, но и нефтяники.
Следует учитывать и отрицательные свойства глин, нацри-
мер разбухаемость монтмориллонитовых пород, из-за чего пу-
чатся и разрушаются дороги, возникают просадки и оползни.
Почвы, состоящие в основном из глинистых минералов, —
основа жизни на Земле, чем и определяется ее исключительная
практическая ценность. Типы почв обусловливаются климатом
и составом материнских пород (см. гл. 3). Они являются одним
из генетических типов элювиальных образований. Всесторонне
почвы рассматриваются в специальной науке — почвоведении,
или педологии (Докучаев, 1883; Дюшофур, 1970; Ковда, 1973).
Геологам интересны и ископаемые почвы, которые помогают
расчленять осадочные толщи и правильно восстанавливать па-
леогеографические, или фациальные, обстановки. Дождевые
черви и другие животные в почве, как и произрастающая на
ней растительность, — мощнейшие геологические факторы, ска-
зывающиеся прежде всего на формировании осадочных пород.
В почвах наиболее тесно взаимодействуют глинистое вещество
и биос, обладающие, хотя и в разной степени, способностью к
обмену веществ.
Глава 13
ОБЛОМОЧНЫЕ ПОРОДЫ,
ИЛИ КЛАСТОЛИТЫ
13.1. ОПРЕДЕЛЕНИЕ
Дать строгое, непротиворечивое определение обломочных по-
род нелегко, поэтому его не найти в учебниках литологии, и
само название группы пород дается не по минеральному со-
ставу, а по структуре, т. е. с отступлением от правил. По тако-
му названию обломочными следует считать все породы, имею-
щие обломочную структуру. Но тогда к обломочным было бы
причислено более 90% осадочных пород, включая большинство
глинистых, фосфоритовых, многих карбонатных, аллитовых,
кремнёвых, железных и других, обладающих обломочной струк-
турой. Структура, таким образом, не является достаточным
признаком для выделения обломочных пород, хотя остается не-
обходимым и обязательным.
Следует ввести ограничительный признак минерального, точ-
нее, вещественного или компонентного, состава, по которому
разграничивались и определялись все другие группы седилитов.
В этом случае кластолиты займут свое место в общем их ряду.
Однако и на этом пути немало трудностей, так как по своему
характеру обломочные породы (как вторичные механические
накопления) могут иметь практически любой состав и даже
включать техногенные компоненты. Выход — из «обломочных
пород» следует исключить те обломочные породы, которые по
минеральному составу можно отнести к фосфоритам, известня-
кам, глинам и т. д. Оставшиеся кварц-силикатные накопления
с обломочной структурой и следует считать обломочными по-
родами в строгом смысле слова. Но тогда большинство глин,
имеющих обломочную структуру, указывающую на их форми-
рование из переотложенного материала — глинистой суспен-
зии, было бы включено в кластолиты, а их надо исключить.
С учетом сказанного предлагается следующее определение:
обломочными породами, или кластолитами, следует считать
осадочные породы с обломочной структурой и кварц-силикат-
ного состава (за исключением тонкодисперсных, глинистых по-
род).
316
13.2. КЛАССИФИКАЦИИ И НОМЕНКЛАТУРА
Узкое понимание состава обломочных пород не означает их:
однообразия. Они остаются самыми поликомпонентными поро-
дами, всегда в той или иной степени смешанными, полимикто-
выми по составу обломков, что и отражает их сущность — быть
чаще всего механической смесью минералов, лито-, витро- и от-
части биокластов. Их петрографические классификации строят-
ся прежде всего по структурным признакам — размеру облом-
ков и их форме, а также по сцементированности (физический
признак) и минеральному, точнее, компонентному составу.
Гранулометрические классификации (греч. «гранула» — зер-
но), основанные на размере зерен, являются главными. Па
этому признаку дается название породы: «брекчия», «дресвя-
ник», «конгломерат», «гравелит», «песчаник» и т. д. Класси-
фикация по размеру обломков (см. табл. 2.10) считается ос-
новной потому, что перенос и отложение обломочных частиц,
т. е. генезис пород, управляются преимущественно их величи-
ной и лишь отчасти формой и удельным весом. Поэтому в опре-
деленном смысле между частицами близкого размера, пусть
даже разного состава, гораздо больше общего генетического'
(определенная скорость потока, общее место отложения, или
фация), чем между мономинеральными, но разновеликими об-
ломками.
Разнообразие размеров обломков (их гранулометрический
спектр) весьма большое, долгое время считавшееся почти не-
ограниченным, особенно сверху, со стороны крупных размеров.
Автор впервые в 70-х годах обратил внимание на парадоксаль-
ность подобной «безразмерности». В самом деле, разве можно
считать горной обломочной породой накопления с величиной
«частиц» в 1 км или больше, как предлагали некоторые геоло-
ги? В действительности мы имеем здесь надпородное по рангу
накопление, в обломочных блоках которого чередуются само-
стоятельные пласты многих горных пород, как осадочных, так
и магматических. Если это так, то где провести границу меж-
ду этим надпородным , уровнем организации вещества (назо-
вем его пока «накоплениями») и породами? Вероятно, может
рассматриваться одна из границ — 5, 10 или 20 м. Леднико-
вые валуны с четкими признаками окатывания достигают раз-
мера 7—9 м. В резургентных туфах есть глыбы до 15 м. Поэто-
му можно принять за верхнюю гранулометрическую границу
обломочных пород размер обломков в 20 м.
Нижняя граница, вероятно, совпадает с размером 0,001 мм,
так как более тонкие породы будут иметь практически только»
глинистый состав с той или иной, но подчиненной кварц-сили-
катной пластической неглинистой примесью. Массовое образо-
вание обломочных частиц физическим способом, а именно мо-
розным выветриванием, ограничивается размерами 0,05—
0,01 мм.
31J
Ограниченный этими размерами — от 10—20 м до
*0,001 мм — гранулометрический спектр (7 порядков) подраз-
деляется прежде всего на визуально-зернистые, или фанеромер-
ные, и визуально-незернистые, криптомерные (пелитоморфные
и афанитовые) породы. Границей между ними служит размер
0,05 мм (см. гл. 2). Обломочные породы, сложенные частицами
0,05—0,001 мм, являются микрозернистыми — пылеватыми,
или алевритовыми, т. е. относятся к гранулометрическому клас-
су алевритов — алевролитов (англ. silt). Предложенное
А. Н. Заварицким (1932) понимание алевритов в границах
0,1—0,01 мм оказалось неудачным, так как соединило в одном
классе резко гетеротропные породы (0,1—0,05 и 0,05—0,01 мм)
с контрастно отличными физическими и часто минералогиче-
скими свойствами (см. гл. 2).
Типичные и наиболее распространенные обломочные породы
состоят из частиц крупнее 0,05 мм и подразделяются на 3 клас-
са-. песчаный (0,05—2,0 мм), древесно-гравийный (2—10 мм) и
брекчиево-конгломератовый (0,01—20,0 м), или соответственно
на средне-, крупно- и грубообломочные породы. Брекчиево-кон-
гломератовый класс нередко делится на два самостоятельных
класса: щебнево-галечный (0,01—0,1 или 0,2 м) и глыбово-ва-
лунный (от 0,1 или 0,2 до 10 или 20 м).
Классы в свою очередь разбиваются на гранулометрические
типы. В песках это тонко- (0,05—0,1 мм), мелко- (0,1 —
0,25 мм), средне- (0,25—0,5 мм), крупно- (0,5—1,0 мм) и гру-
бозернистые (1,0—2,0 мм), или просто тонкие, мелкие, средние,
крупные и грубые. Дресвяники и гравелиты чаще всего делятся
на два типа: мелкие (2,0—5,0 мм) и крупные (5,0—10 мм).
В случае ограничения песков размером 1 мм различают тонкие
(1,0—2,5 мм), мелкие (2,5—5,0 мм) и крупные (5,0—10 мм)
дресву и гравий, или соответственно тонко-, мелко- и крупно-
зернистые дресвяники и гравелиты.
По десятичной системе разбиваются и грубообломочные по-
роды. Различают мелкие (1,0—5,0 см), средние (5,0—10 см) и
крупные (10—20 см) щебень и галечники, или соответственно
мелко-, средне- и крупнощебенчатые брекчии, или мелко-, сред-
не- и крупногалечные конгломераты. Если этот класс ограничи-
вается размером 1,0—10 см, то целесообразно разбивать его на
два типа: мелкие и крупные щебень и ’галечник, хотя можно
встретиться и с делением на три типа. Тогда выделяют мелкие
О,0—2,5 см), средние (2,5—5 см) и крупные (5—10 см) ще-
бень и галечники. Глыбы и валуны различаются как мелкие
(0,1 или 0,2—0,5 м), средние (0,5—1,0 м), крупные (1,0—5 м)
и грубые (5,0—10 или 20 м) или крупные блоки. Соответствен-
но подразделяются брекчии и конгломераты.
Обломочные породы редко слагаются зернами одного раз-
мера или одной гранулометрической фракции, т. е. практически
не имеют такую идеальную сортировку по размеру. Обычно в
составе их выделяются, например ситовым анализом, несколько
318
фракций, и гранулометрический спектр становится то более, то
менее широким, т. е. растянутым по шкале размерностей. По
этой дисперсии, или рассеянию, размеров выделяются в разной
степени сортированные или вообще несортированные (морены,,
пролювий) породы. Поэтому важны гранулометрические клас-
сификации и по степени сортировки или по противоположному
свойству — степени разнозернистости. Чаще всего различают"
пять градаций сортировки: несортированные, плохо-, средне-,
хорошо и весьма или очень хорошо сортированные. Эти града-
ции имеют и количественное выражение, например по мере
стандартного отклонения или эксцесса (см. рис. 3.13,а). Сте-
пень (не) отсортированности хорошо видна и на графиках гра-
нулометрического состава — гистограммах, кумулятивных кри-
вых (см. рис. 13.13,в,г; 13.7; 13.8) и треугольниках (рис. 13.1;
13.8; табл. 13.1).
Рис. 13.1. Классификации смешанных песчано-алевро-глинистых осадков,
и пород на треугольных диаграммах по их гранулометрическому составу:
а — по Л. В. Пустовалову (1947); б — по Л. Б. Рухину (1956), в — по
Г. И. Теодоровичу (1958); г — по Н. В. Логвиненко (1967); все из.
«Справочника...», 1983, с. НО; д — по Ф. Шепарду (1954); е — по
В. Т. Фролову (1964, с изменениями и детализацией); названия и состав
пород см. в табл. 13.1; П — песок (сумма песчаных фракций, т. е. 2—
0,05 мм); А — алеврит (0,05—0,001 мм), Г — глина (<0,001 мм); 1 —
суглинок, 2 — супесь
319»
Таблица 13.1
Номенклатура песчаных, алевритовых и глинистых осадков и
пород смешанного гранулометрического состава (Фролов, 1964,
с. 90, с изменениями)
№ поля на рис. 13.1 Название пород Содержание фракции, %
песка алеврита глины
I. Семейство песков
1 песок чистый 100—90 0—10 0—10
2 » алевритистый 90—75 5—25 0—12,5
3 » алевритовый 75—50 20—50 0—10
4 » глинистый 90—75 0—12,5 5—25
5 » сильноглинистый 75—50 0—10 20—50
6 » алевритово-глинистый 50—75 15—40 10—25
7 » алевритисто-сильноглинистый 75—50 10—20 12,5—42
8 » глинисто-алевритовый 50—33,3 50—20 0—33,3
9 » алевритисто-сильноглинистый 50—33,3 0—33,3 22—50
II. Семейство алевритов
10 алеврит чистый 0—10 100—90 0—10
11 » песчанистый 5—25 90—75 0—12,5
12 » песчаный 20—50 75—50 0—10
13 » глинистый 0—12,5 90—75 5—25
14 » сильноглинистый 0—10 75—50 20—50
15 « песчано-глинистый 15—40 75—50 10—25
16 » песчано-сильноглиниетый 20—40 75-50 12,5—42
17 » глинисто-песчаный (супесь) 50—25 33,3—50 0—33,3
.18 » песчанистый сильноглинистый 0—33,3 50—33,3 22—50
III. Семейство глин
19 глина чистая 0—10 0—10 100—90
20 » алевритистая 0—12,5 5—25 90—75
21 » алевритовая 0—10 20—50 75—50
22 » песчанистая 5—25 0—12,5 90—75
23 » песчаная 20—50 0—10 75—50
24 » песчанисто-алевритовая 10—15 20—40 75—50
25 » алевритисто-песчаная 20—40 10—25 75—50
26 » песчано-алевритовая (сугли- 0—33,3 25—50 33,3—50
нок)
27 глина алевритисто-песчаная (супесь) 25—50 0—33,3 33,3—50
Примечания. 1. Семейства смешанных (неотсортированных) пород,
или хлидолитов—8, 9, 17, 18, 26, 27. 2. Составы полей 8, 9, 17, 27 неред-
ко рассматриваются как супеси (преимущественно для современных осадков).
3. К суглинкам относят поля 18 и 26.
Классификация по форме обломков. К гранулометрической
тесно примыкает классификация по окатанности обломков. Хо-
тя степень окатанности может оцениваться по трех-, четырех-,
пяти- или даже десятибалльной шкале (см. гл. 1, 2), для клас-
сификации достаточно различать окатанные и неокатанные об-
ломки. Это различие отражается в названиях крупно- и грубо-
обломочных пород. Породы, состоящие из неокатанных облом-
ков, называются брекчиями (блоковыми, глыбовыми и щебенча-
320
тыми) и дресвяниками, а сложенные окатанными — конгломе-
ратами (валунными и галечными) и гравелитами. Широко рас-
пространены и промежуточные, смешанные породы, которые на-
зываются конглобрекчиями (хуже — «конгломерато-брекчии»)
и гравелито-дресвяниками (или граведресвяниками).
Классификации по сцементированности. Обломочные поро-
ды, как и глинистые, подразделяются на размокающие и не-
размокающие. Первые называются алевритами, песками, дрес-
вой, гравием, щебнем, галечниками, глыбовыми накоплениями
(глыбниками), валунниками, а вторые — алевролитами, песча-
никами, дресвяниками, гравелитами, брекчиями, конгломерата-
ми. Тонкие свежие водонасыщенные осадки нередко называют
алевритовыми илами, аналогично глинистым, известковым и
кремневым илам, а метаморфизованные (на стадии метагенеза)
глинистые алевролиты — алевроглинистыми сланцами. Мета-
генетически измененные кварцевые песчаники нередко называ-
ют кварцитами, хотя они остаются еще песчаниками, но квар-
цитовидными.
Классификации по минеральному составу выражают веще-
ственное, или компонентное, разнообразие кластолитов, прежде
всего степень смешанности, или «миктовости». Выделяют четы-
ре градации смешанности: 1) мономиктовые, например мономи-
неральные, моновулканитовые, монолититовые породы, когда
более 90% ее слагает один минерал или тип литокластов;
2) олигомиктовые, т. е. малосмешанные, — содержание преоб-
ладающего компонента снижается до 90—75%; 3) мезомикто-
вые, среднесмешанные — преобладающего компонента 75—50%
и 4) полимиктовые, многокомпонентные или сильносмешан-
ные — когда содержание ни одного компонента не превышает
50%.
Обычны мономинеральные кварцевые пески, нередко сло-
женные практически на 100% зернами кварца, что говорит о их
высокой, 100%-й зрелости. Мономинеральные полевошпатовые,
магнетитовые или ильменитовые пески и песчаники редки. Ча-
ще встречаются моновулканитовые породы, например базаль-
товые, риолитовые, генетически являющиеся обычно туфами или
гиалокластитами. Широко распространены глауконитовые пес-
ки, иногда концентрирующиеся, точнее, конденсирующиеся, до
олигомиктовых и мономинеральных. Олигомиктовые породы
аналогичны по составу мономиктовым, но распространены ши-
ре. Мезомиктовые, еще более распространенные обломочные
породы занимают промежуточное положение между олигомик-
товыми и полимиктовыми. Последние — самые распространен-
ные кластолиты, особенно в геосинклинальных поясах и других
активных тектонических зонах, в пустынях, Арктике и Антарк-
тике. Они слагают многокилометровые толщи — флишевые, мо-
лассовые, шлировые, вулканогенно-осадочные формации. Ми-
нералогическая зрелость их часто нулевая, т. е. обломки све-
жие, невыветрелые.
П Зак. 357
321
Рис. 13.2. Классификации обломочных пород (преимущественно песчаников)
по минеральному, точнее, компонентному составу на треугольных диаграммах:
а — по Л. Б. Рухину (1956, 1969, с. 80): 1 — песчаник (п.) чистый квар-
цевый; 2 — п. граувакковый кварцевый; 3 — бесполевошпатовая кварцевая
граувакка; 4 — бесполевошпатовая граувакка; 5 — граувакка чистая; 6 —
граувакка бескварцевая; 7 — аркозо-граувакка бескварцевая; 8 — аркоз бес-
кварцевый; 9 — аркоз; 10 — аркоз кварцевый; 11 — п. кварц-полевошпато-
вый; 12 — п. полевошпато-граувакковый кварцевый; 13 — аркоз кварц-грау-
вакковый; 14 — граувакка кварц-полевошпатовая; 15 — аркоз граувакковый;
16 — аркозо-граувакка; 17 — граувакка полевошпатовая; б — по
по Ф. Дж. Петтиджону (1958, из Рухина, 1969, с. 80) — в виде тетраэдра по
четырем компонентам: К — кварц и кремни; П — полевые шпаты, Л —
обломки пород, Г + А — матрикс (заполнитель), в основном алеврито-гли-
нистый (вакковый); 1 — ортокварцит; 2 — протокварцит, 3 — полевошпато-
вый кварцит, 4 — аркозы, 5 — субграувакки; 6 — полевошпатовые граувак-
ки; 7 — литические граувакки; 8 — аргиллит песчаный; в — по Р. X. Дот-
ту, мл. (из Ф. Дж. Петтиджона, 1981, с. 270) — дано только основание тет-
Некоторые часто встречающиеся петротипы полимиктовых
пород получили собственные названия — аркозы и граувакки.
Аркозовые обломочные породы — песчаники, гравелиты, дрес-
вяники, брекчии, конгломераты — имеют относительно простой,
часто биминеральный кварц-полевошпатовый или кластограни-
товый состав, так как являются продуктами разрушения гра-
нитоидов, т. е. кислых интрузивных пород (гранитов, гранодио-
ритов) и гнейсов. Песчаники и алевролиты кристаллокластиче-
ские, а брекчии и конгломераты — литокластические, сложен-
ные литокластами гранитоидных пород. Гравелиты и дресвяни-
ки обычно литокристаллокластические. К аркозам нередко от-
носят все полевошпатовые породы, в том числе и сложенные
основными или средними плагиоклазами — продуктами разру-
шения основных эффузивов, а также и продукты разрушения
риолитов (Шутов, 1967). Это неправильно (они принадлежат
грауваккам или просто полимиктовым породам) и нецелесооб-
разно, так как лишает четкости весьма определенный термин
«аркоз».
Граувакки (нем. «грау» — серый, «вакка» — глина) — бо-
лее обширная и менее определенная группа обломочных пород.
Первоначально крестьяне Тюрингии и Саксонии «серой глиной»
называли все землистые, глиноподобные породы, включая, как
потом стало ясно, и песчаники, дресвяники, гравелиты и даже
конглобрекчии флиша Гарца (D3—CJ, сложенные обломками
глинистых пород, песчаников, метаморфических сланцев, эффу-
зивов, нередко к тому же с обильным глинистым заполнителем,
имеющие глинистый, землистый вид. Значительное содержание
раэдра — аренитовый треугольник (без глинистого заполнителя): 1 — квар-
цевый аренит; 2 — субаркоз; 3 — сублитаренит; 4 — аркоз; 5 — аркозовый
аренит; 6 — лититовый аренит; г — по Г. Ф. Крашенинникову (1964), К —
кварц, Л — темноцветные минералы, базиплагиоклазы, обломки пород (без
гранитоидов), Г — гранитоиды; 1 — песчаники кварцевые; 2 — субграу-
вакки; 3 — граувакки; 4 — субаркозы; 5 — аркозы; 6 — граувакко-аркозы;
7 — аркозо-граувакки; д — по Н. В. Логвиненко (1967), К — кварц, О —
обломки пород, П — полевой шпат и слюда; мономинеральные и мономик-
товые песчаники (п.): 1 — кварцевые, 2 — полевошпатовые, 3 — литоидные
(вероятно, лучше «лититовые». — В. Ф.)\ олигомиктовые п.: 4 — полевошпа-
то-кварцевые, 5 — кварц-полевошпатовые, 6 — кварц-литоидные; полими-
неральные п.: 7 — аркозовые, 8 — литоидные аркозы, 9 — граувакковые,
10 — породы смешанного состава — аркозо-граувакки; е — по В. Д. Шу-
тову (1967) — см. текст; ж, з — по В. Т. Фролову (названия петротипов
см. в табл. 13.2 и 13.3), К — кварц-Ькварциты, Л — литокласты силикат-
ные, темноцветные минералы и базиплагиоклазы, Г — гранитоиды (граниты,
гранодиориты, гнейсы, плагиограниты, K-Na-полевые шпаты), П — полевые
шпаты; и—л — дополнительные диаграммы: Г — глауконит; обломки по-
род: С — седикласты (обломки осадочных пород), Кб — карбонатокласты,
Кв — кварциты, кремни, Мг — магматические породы, Мт — метаморфиче-
ские породы, 2И — иные минералы или литокласты; з — безаркозовые
кластолиты
И
323
глинистогсР цемента или матрикса (заполнителя) в граувакках
позволило У. К. Крумбейну, Ф. Петтиджону (1981, с. 270,
рис. 7.6) и другим американским геологам включать его в со-
став обломочных компонентов (например, в «четырехугольных»,
тетраэдрических диаграммах ему отводится одна из вершин;
рис. 13.2,6) и считать его единственным обязательным
признаком граувакк. Зернистая, собственно обломочная часть
пород может быть любая: не только литокластическая, но и
кристаллокластическая, причем в последнем случае это могут
быть полевые шпаты, включая и калиевые, и даже кварц.
К. А. Крук (Австралия) приводит пример кварцевых «грау-
вакк», в которых кварца свыше 80%. Советские литологи эту
породу относят к олигомиктовым кварцевым песчаникам. В кон-
це концов у американских литологов и геологов петрографиче-
ское понятие «граувакка» трансформировалось в генетическое
и стало синонимом турбидита, т. е. отложений мутьевых пото-
ков, ибо, по их мнению, только при этом способе переноса и от-
ложения глинистая суспензия не отделяется от зернистой и от-
лагается вместе с ней в виде несортированного осадка. Однако,
во-первых, глинисто-зернистая смесь образуется не только та-
ким, подводно-суспензионным способом, но и как наземный
пролювий, делювий, отчасти аллювий, туфы, т. е. генетически
она оказывается неоднородной. А во-вторых, американский под-
ход ведет к подмене объективных петрографических понятий во
многом спекулятивными генетическими и приводит к произво-
лу в номенклатуре осадочных пород.
Более последователен подход советских литологов, опреде-
ляющих граувакку как обломочную породу не обязательно
песчаной, но и более грубой структуры, сложенную обломками
интрузивных (за исключением гранитоидов), эффузивных, ме-
таморфических и кварц-силикатных осадочных пород, включая
и освобождающиеся из них обломки минералов — кристалло-
класты. Содержание глинистого заполнителя (матрикса) — не
обязательный признак граувакки и может варьировать от 0 до
50%, когда обломочная порода переходит в глинистую. По это-
му компоненту различают два типа песчаников: 1) с глинистым
цементом, или заполнителем, по крайней мере свыше 10%
(15%), т. е. неотмытые, или вакковые, породы, и 2) без глини-
стого материала (некоторые допускают его содержание до 10—
15%), т. е. отмытые, или аренитовые, породы; цемент их может
быть карбонатным, кремнёвым, железным, фосфатным, флюо-
ритовым и другим, в том числе и значительно оторванным во
времени от момента седиментации обломочного каркаса по-
роды.
Литологи США, придавая решающее значение глинистому
заполнителю, обломочные породы в первую очередь делят не
по составу обломков — главному их признаку, а по наличию
или отсутствию алеврито-глинистого материала (мельче
0,03 мм). Первые называют вакками, вторые — аренитами.
324
Р. Дотт за границу принимает 10%-е содержание матрикса, а*
В. Петтиджон — 15%-е. Советские геологи могут использовать
это выделение на более низком уровне при расчленении типов
песчаников, выделенных по составу обломочного каркаса, и
употреблять термины не как существительные, а как прилага-
тельные. Например, можно говорить «песчаник кварцевый аре-
нитовый» или «песчаник кварцевый вакковый». Констатация
отмытости, или аренитовости, указывает на перемыв материала
течениями или волнением, а «вакковость» (неотмытость от
алеврито-глинистого материала) — на спазматичность, лавино-
образность отложения (пролювий, флиш и т. д.) или несортиро-
ванность (морена).
Понятие «граувакка» не укладывается в рамки полимикто-
вых пород, так как граувакковыми бывают и мезо-, и олиго-,
и мономиктовые породы, например литокластические туфы —
чаще всего моновулканитовые граувакки. Наоборот, поливулка-
нитовые граувакки — почти всегда экзокластические породы,
хотя бывают и исключения. Существенно базиплагиоклазовые
(из основных плагиоклазов) песчаники, правильно относимые
Ф. Петтиджоном (1981, с. 289) к грауваккам, логично считать
мезо- и олигомиктовыми, хотя по генезису они часто являются
кристаллокластическими туфами. Типичные граувакки, помимо-
вулканитовых, — седимиктовые (из обломков глин, аргиллитов,
алевролитов, глинистых сланцев) и метамиктовые (из метамор-
фических сланцев, амфиболитов) кластолиты. Широко распро-
странены и смешанные, в том числе и седи-метамиктово-поли-
вулканитовые.
При разбавлении грауваккового материала аркозовым,
кварцевым, известняковым или иным возникают более сложные
по составу обломочные породы (см. рис. 13.2, г и др.): аркозо-
граувакки, граувакко-аркозы, субграувакки (кварца 15—50 или
60%), субаркозы (кварца 60—75%), известняковые граувакки
(обломков известняков 10—50%) и др. Более детальное раз-
граничение петротипов кластолитов производится на диаграм»
мах-треугольниках (см. рис. 13,2, а—л), которые разбиваются
на поля-типы по-разному.
Наиболее распространенная в СССР классификация
В. Д. Шутова (см. рис. 13.2, е) проста, естественна и довольно
универсальна. Однако в ней не расчленены группы «полевые
шпаты» и «обломки пород», объединяющие разнородные ком-
поненты: аркозовые (калишпаты, многие кислые плагиоклазы и
гранитоидокласты) и граувакковые (основные плагиоклазы,
вулканокласты и т. д.); не выделены субграувакки и субарко-
зы, а соответствующие составы включены в граувакки и ар-
козы. Классификация Л. Б. Рухина (1956, 1969, с. 80) симмет-
рична (см. рис. 13.3,а), детальна (18 полей, включая одно —
у вершины полевых шпатов — незанятое), имеет те же недо-
статки. На ее основе Н. Н. Верзилин (1971, 1983) построил
сходную, но более детальную классификацию и разработал но-
325
Таблица 13.2
Номенклатура обломочных пород по минеральному составу
(к рис. 13.2, ж)
№ группы и поля типов Название групп и типов составов Обломки (класты), %
пород (без- граиитои- дов), тем- ноцв.. ба- зиплаг-зы гранитои- ДОВ кварца
1 I. Граувакковая группа граувакки 100—75 0—25 0—25
2 аркозо-граувакки 75—33,3 13—50 0—33,3
3 субграувакки 75—33,3 0—33,3 13—50
4 11. Аркозовая группа граувакко-аркозы 50—25 33,3—75 0—33,3
5 аркозы литокластовые 25—0 75—100 0—25
6 аркозы 0—10 85—35 15—65
7 аркозы граувакковистые 33,3—10 33,3—75 0—50
8 III. Кварцевая группа мезомиктовые кварцевые субграувак- 50—13 0—33,3 33,3—75
9 ковые (граувакковистые) мезомиктовые—субаркозы 0—33,3 65—13 33,3—75
10 олигомиктовые кварцевые 0—25 0—25 75—10
11 мономинеральные кварцевые 0—10 0—10 90—100
Примечание. При необходимости возможно более детальное расчле-
нение— намечено прерывистыми линиями. Темноцв.—темноцветные минералы;
базиплаг-зы—основные плагиоклазы; кварц — кварц и стойкие кварциты.
менклатуру многокомпонентных смесей. Обе классификации —
примеры несоблюдения принципа номенклатуры по 50%-му со-
держанию компонента, хотя в данном случае отступление ме-
неё вредно, чем при разграничении групп пород (обломочных,
глинистых, карбонатных и др.). Классификация Н. В. Логвинен-
ко (1967, 1984, с. 140) самая простая (всего 10 полей, см.
рис. 13.2, д), строго симметричная (в данном случае это не
только хорошо), но допускает разные нормы примеси: для од-
ного компонента не более 20%, а для двух — свыше 30% —
(поля 4, 5 и 6). Неудачны термины «литоидные» (выражают
слитный характер породы, например песчаник кварцевый с хал-
цедоновым или кварцевым цементом) — в смысле «лититовые»
(сложенные литокластами), «олигомиктовые» для поля 6 (там
преобладают составы резко полимиктовые), широко понимают-
ся граувакки и аркозы (содержание кварца допускается до
80%), не расчленено поле 10.
За пределами России наиболее распространены классифика-
ция Ф. Петтиджона (1981, см. рис. 13.3, в) и близкая к ней
схема Р. X. Дотта (1974; см. Петтиджон, 1981, с. 270). По суще-
ству, каждая из них объединяет две классификации: одну —
для аренитовых (основание тетраэдра; см. рис. 13.2, в), дру-
гую — для вакковых (большая верхняя часть тетраэдра). По-
326
мимо общих недостатков (их читатель может увидеть и сам)*
бросается в глаза малая детальность (от 5 до 3—4 полей), до-
пускающая неопределенное расширение понятий «граувакка» и
«аркоз» на мономинеральные кварцевые песчаники (95% квар-
ца!). Опыт тетраэдрической диаграммы перспективен.
Таблица 13.3
Номенклатура безаркозовых обломочных пород по минеральному составу
(к рис. 13.2, з)
№ группы и поля типов Название групп и типов составов Обломки (класты), %
пород си- ликатных и темно - цветных плагио- клазов кварца и зрелых кварци- тов
1 I. Граувакковая группа граувакки лититовые 100—90 0—10 0—10
2 » кристалло-литокластовые 90—.75 0—25 0—25
3 граувакки полевошпатовые 75—50 13—50 0—33,3
4 субграувакки 75—33,3 0—33,3 13—50
5 II. Полевошпатовая группа граувакко-полевошпатовые 50—13 33,3—75 0—33,3
6 полевошпатовые (плагиоклазовые) 0—25 75—90 0—25
7 олигомиктовые полевошпатовые (плагиоклазовые) 0—10 0—10 90—100
8 мономинеральные полевошпатовые (плагиоклазовые) 33,3-0 33,3—75 13—50
9 мезомикт овые III. Кварцевая группа полевошпат(плагиоклаз)-кварцевые 33,3—0 13—50 33,3—75
10 мезомиктовые граувакко-кварцевые мезомиктовые 50—13 33,3—0 33,3—75
11 кварцевые олигомиктовые 25—0 25—0 75—90
12 кварцевые мономинеральные 10—0 10—0 90—100
Примечание. При необходимости и поле данного треугольника может
быть подразделено более дробно, некоторые варианты показаны прерывистой
линией.
Поскольку полностью удачных классификаций смесей пока
нет, предлагается выход — строить разные диаграммы для
варьирующих составов (см. рис. 13.2, и—л\ табл. 13.2 и 13.3),
например для аркозо-граувакковых (см. рис. 13.2,ж), безарко-
зовых песчаников (см. рис. 13.2, з) и для литокластов или от-
дельных групп минералов — отдельно (см. рис. 13.2, и—л).
Начало этому положили Ф. Петтиджон, В. И. Попов и
В. Д. Шутов, а разработать идею может каждый исследова-
тель применительно к своему объекту и задачам изучения.
327
13.3. МЕТОДЫ ИЗУЧЕНИЯ
Большая часть обломочных пород, имеющая визуальную
зернистость, может быть довольно полно изучена сравнительно
простыми методами: в образце, шлифах и пришлифовках под
микроскопом, под бинокуляром, гранулометрическим анализом
и иммерсионным методом. Химический, термический, рентгено-
структурный анализы и электронно-микроскопический метод
применяются в основном для изучения цемента. Специальны-
ми методами изучают физические и физико-механические свой-
ства.
13.3.1. МАКРОСКОПИЧЕСКОЕ ИЗУЧЕНИЕ
Изучение кластолитов в обнажении и образце (см. гл. 1.3) —
важнейший универсальный метод, позволяющий изучить поро-
ду всесторонне и получить такой материал, который не дают
никакие другие точнейшие методы, например по макротексту-
рам, форме тела, цвету и т. д. Особенно необходимо это изуче-
ние для грубообломочных пород, сложенных щебнем и галька-
ми, глыбами и валунами.
Цвет кластолитов может быть практически любым. Он опре-
деляется составом обломков, цемента или заполнителя, мине-
ральными примесями и степенью окисленности или восстанов-
ленное™ соединений железа и марганца. Кварцевые и плагио-
клазовые породы, а также витрокластолиты и Другие обломоч-
ные породы, сложенные кислыми эффузивами, имеют светло-
серый цвет, еслц не содержат красящих примесей. Серые и
темно-серые окраски определяются содержанием органического
вещества, чаще всего связанного с глинистым заполнителем,
и окислов марганца. Но и состав обломков, например из темно-
серых глин, аргиллитов и глинистых сланцев, а также из ба-
зальтов, обусловливает темно-серый цвет песчаников и брек-
чий. Зеленый цвет часто обусловлен помимо глауконита хлоо-
содержащими обломками эффузивов (основных и средних),
сланцев и измененных темноцветных минералов. Он преоблада-
ет в вулканитовых обломочных породах палеозоя Урала и дру-
гих эвгеосинклиналей, где зеленым пигментом становятся и
вторичные минералы группы эпидот-цоизита. Желтые, бурые,
красные окраски обусловлены как составом обломков — крас-
ными полевыми шпатами в аркозах, обломками яшм в грау-
вакках, так и гидроокислами железа и окисленным состоянием
эффузивных обломков, глауконита, амфиболов, пироксенов.
Текстура — важнейшая генетическая сторона обломочных
пород, .влияющая и на их физические свойства (прочность, про-
ницаемость и др.). Никакая другая группа пород не может
сравниться с кластолитами по текстурному разнообразию (см.
рис. 2.6; 2.7; 2.9; 2.10 и т. д.), что определяется прежде всего
их механогенностью. Различные виды косой, косоволнистой,
328
волнистой и горизонтальной слоистости (см. рис. 2.6) чутко от-
ражают все типы движения среды осадкообразования — вол-
нения, течения, работу ветра, а неслоистые текстуры — еще и
наложенные изменения: биотурбацию, взмучивание, коллоидные
и другие процессы (см. рис. 2.14—2.17). Только в обнажениях
может быть увидена, изучена, описана и сфотографирована
крупная косая слоистость,\ мощность серий которой достигает
метров — десятков метров, а также элементарная и более
крупная цикличность. Фиксируются все выражения линейности
и плоскостных текстур (расположение растительных остатков,
чешуек слюды, плоских литокластов), включая и сланцева-
тость. Для последней, как и для кливажа, важно выявлять сов-
падение или несовпадение с первичной, седиментационной тек-
стурой породы, угол их несогласия и характер выражения.
Генетически информативны рельефные знаки на кровле и
подошве (см. рис. 2.19) зернистых пластов, главным образом
песчаников и соответствующих по гранулометрии обломочных
известняков. Кровельные знаки (см. рис. 2.18) представлены
рябью волнения и течения, трещинами усыхания и синерезиса,
следами ползания, зарывания и сверления беспозвоночными и
проникновения кристаллов льда.
При изучении грубообломочных пород важно установить
степень сгруженности (опираются ли обломки друг на друга или
они разъединены заполнителем и плавают в нем), наличие их
ориентировки, например, черепитчатого перекрытия (см.
рис. 2.20, в), указывающего на принос их донным течением и на
его направление (гальки наклонены против течения). При от-
ложении ия пролювиального или подводного турбиДитного по-
тока гальки могут быть вертикальными и располагаться неус-
тойчиво, без опоры на другие.
Структура (Справочник..., 1983) — размер, форма и сорти-
ровка, а также характер поверхности обломков — может быть
описана достаточно полно в обнажении и образце. Для более
точного определения размера можно использовать миллимет-
ровую бумагу или транспаранты с кружками разного диаметра:
рыхлая порода насыпается тонким слоем на них. Для опреде-
ления размеров крупных обломков применяются линейки, изме-
рительные циркули, сита. Для оценки окатанности, как и
степени сортировки и минерало-лититового состава, изучаются
и оцениваются подряд 100 или более галек. Результаты выра-
жают в процентах. При возможности извлечения обломков из
породы измеряют три их диаметра или обходятся одним, эф-
фективным (т. е. определяющим прохождение через сито опре-
деленного диаметра), которым оказывается средний диаметр.
Если гальки не удается извлечь из крепкой породы, измеряют
наибольший в сечении диаметр: чаще всего именно он оказы-
вается средним.
Для оценки важного генетического признака — степени сор-
тировки — надо выработать глазомер на стандартных, типовых
329
но сортировке породах или осадках, хотя бы по пятибалльной
шкале: несортированные, плохо-, средне-, хорошо и очень хо-
рошо сортированные. Нулевым баллом оцениваются самые раз-
нозернистые, несортированные отложения: морены, селевые, об-
вальные, некоторые турбидитные и туфовые накопления. Пло-
хосортированных больше: турбидиты, туфы, осыпные, иногда
аллювиальные, пролювиальные отложения. Аллювиальные пес-
ки чаще всего средне, реже хорошо сортированы, а эоловые и
морские прибойные — хорошо и очень хорошо сортированные,
хотя бывают и с более низкой степению сортировки.
В вулканогенных кластолитах нельзя пропустить специфиче-
ские особенности формы обломков: скорлуповатость, или череп-
ковость, у гиалокластов, рогульчатость витрокластов, первичную
округленность у капелек или крупных шаров вулканита, их
бомб или обжатых еще в полупластичном состоянии лавокла-
стов, а также вторичную, механическую приспособленность об-
ломков друг к другу (их конформность механическую или тер-
мальную — при сваривании или сплавлении).
Минерально-петрографический состав определяется макро-
скопически с разной достоверностью и полнотой, в зависимости
ют размерности (чем крупнее обломки, тем, естественно, они
проще и достовернее определяются) и характера состава. По-
могают цвет, структура, текстура, крепость, вторичные изме-
нения (см. 1.3). Карбонатные обломки царапаются ножом, от-
беливаются, вскипают с соляной кислотой, часто имеют био-
морфную структуру. Литоидные, афанитовые породы — сили-
циты — нередко можно спутать с кислыми и другими эффузи-
вами с афировой структурой. Часто трудно разделить пиро-
кластические и экзокластические породы. Первые, туфы, диаг-
ностируются по вулканитовому, как правило, несмешанному
(т. е. моновулканитовому), составу и невыветрелости облом-
ков, чистоте их цвета, а также отсутствию окатанности, сорти-
ровки, слоистости и той или иной экзотичности в разрезе (сре-
ди экзогенных пород). Нередко признаками туфов являются
продукты позднейшего их выветривания: чистые монтморилло-
нитовые, хлорит-смектитовые или палыгорскитовые глины и
цеолититы в морских отложениях и крупнокристаллические као-
лины — в континентальных, болотно-торфяниковых. Сравни-
тельно редкие кристаллокластические туфы, например, в ирен-
дыкской, карамалыташской, улутауской свитах Южного Урала
ч(нижний и средний девон), от экзокластических песчаников от-
личаются шероховатой, наждачной поверхностью скола (разло-
ломанные, оскольчатые, плагиоклазы и пироксены, а также
кварц, не испытавшие переноса течениями, не утеряли острых
углов на разломе) и сахаровидностью — сильным зеркальным
«отражением света спайными плоскостями, не подвергшимися
выветриванию.
330
13.3.2. ИЗУЧЕНИЕ В ШЛИФАХ
Изучение в шлифах, как известно (см. гл. I), продолжает,
дополняет, уточняет и развивает макроскопическое изучение
(Справочник..., 1983). Это тоже всестороннее изучение, в чем-то
уступающее макроскопическому (менее полно можно изучить
текстуры, грубые структуры, цвет, физические свойства), но од-
новременно и углубляющее его: оно позволяет определить при-
чину окраски, тонкие структуры, состав цемента и включений,
акцессорные минералы, тип цементации и т. д.
Цвет в шлифе редко фиксируется: слишком он различен у
обломков и цемента.
Структура может быть изучена исчерпывающе полно. Выде-
ляют прежде всего три структурные части породы: обломочный
каркас, заполнитель (если он есть) и цемент, а также включе-
ния — четвертая структурная часть. Обломочная часть породы
оценивается глазомерно, часто с помощью типовых транспаран-
тов (см. рис. 1.1), а также подсчетом — измерением не менее
300 зерен подряд, без пропусков (см. гл. 1). Измерять лучше
наибольший диаметр, чтобы компенсировать искажение срезом
в шлифе не через центр зерен. Эти размеры распределяют' по-
выбранным стандартным гранулометрическим фракциям, т. е.
породу как бы рассеивают на ситах с определенным диамет-
ром отверстий. Для выражения в весовых процентах содержа-
ния фракций количество зерен в них умножают на вес средне-
го по размеру зерна. Этот вес определяют умножением объе-
ма зерна на удельный вес того или иного минерала или лито-
класта (объем зерна можно определить, приняв зерно за шар
со средним диаметром). Выражают содержание и в процентах
от количества зерен, но это не будет соответствовать ситовым
анализам рыхлых песков.
В результаты гранулометрического анализа по шлифам дол-
жны быть внесены исправления, так как плоскость шлифа не
все зерна рассекает по наибольшему, или главному, сечению:
большинство зерен в сечении представлены меньшими площадя-
ми (рис. 13.3, а, б), а некоторые вообще не попадают в плос-
кость шлифа, когда она проходит через центр порового про-
странства, часто занятого цементом. Отсюда следует, что сум-
марная площадь зерен в шлифе будет уменьшена, а площадь
цемента (или порового пространства) — увеличена по сравне-
нию с истинными приблизительно на ±10%, считая на поло-
вину породы, точнее — обломочной части или цемента. Так, ес-
ли в шлифе видно, что зерна в сумме занимают 50% площади
шлифа, то истинное (или близкое к нему) содержание их 60%.
Соответственно содержание цемента, составляющего 50% пло-
щади шлифа, должно быть уменьшено на 10%, т. е. оно около
40%. Если соотношение обломков и цемента в шлифе 60/40%,
то поправка должна быть ±5—7%, т. е. содержание обломков
65—67%, а цемента — 33—35%.
331
Рис. 13.3. Форма обломочных зерен и искажение соотношения цемента и об-
ломков в шлифах (а, б):
а — плотная кубическая укладка равновеликих шаров по типу бильярдной
пирамиды и ее отражение в случайном срезе шлифом (б) — зерна стано-
гятся разновеликими, уменьшаются их средний диаметр и площадь (на
10—12%), площадь цемента на эту величину увеличивается; в — четыре
типа формы зерен по соотношению трех диаметров — уплощенные, или таб-
литчатые; кубические, изометричные; уплощенно-удлиненные, шпатовые (дос-
332
В. Н. Шванов и А. Б. Марков (Шванов, 1969, 1987), изучая
искажение размеров зерен в шлифах, установили, что в какой-
то песчаной фракции, выделенной по шкале, представляющей
собой геометрическую прогрессию, в которой отношение конеч-
ных размеров фракций равно У2, остаются только 56% общего
числа ее зерен, а в более мелкую переходит 25% зерен, в сле-
дующую — 11 и далее в еще более мелкие — 5,2 и 1%. Та-
ким образом, содержание мелких фракций в шлифах увеличи-
вается, а крупных — уменьшается. Истинное содержание фрак-
ций определяется по формулам
~ л ~ П RR 0’25);
0,56 0,56
ф?=--^[фи.(фг • 0,25 + Ф, 0.11»
0,56
И T. Д.
ф [ф -0,25 + Фш -0,11+Фш 0,05 — Ф -0,02],
где ФШр ФШ2, . ..,Ф —измеренное в шлифе содержание зерен
по фракциям, а именно ФШ1 — содержание самой крупной
фракции, Фь Ф2 и т. д. — исправленное содержание фракций.
Средний диаметр зерен в шлифах примерно на 25% меньше
истинного (А. М. Журавский), и для получения последнего его
надо умножить на 1,27 (У. Крумбейн, из Рухина, 1969, с. 468).
Форма зерен под микроскопом изучается как в рыхлых, так
и в сцементированных породах. В первом случае, как под бино-
куляром, имеется возможность поворачивать зерна иглой, ви-
деть их со всех сторон и более полно оценивать форму. Во вто-
ром — форма оценивается в одном случайном срезе. Изучают-
ся все стороны формы (см. гл. 1, 2) или только те, которые ин-
тересны и важны для определенной цели: как первичная, на-
пример кристаллографическая форма, так и вторичная — ока-
танность, корродированность, кластичность, деформированность.
Важнейшей общей характеристикой формы является оценка
(ан)изометричности зерен (рис. 13.3, в), менее удачно назы-
ваемой также сферичностью (т. е. степенью приближения кон-
тура зерна к сфере; рис. 13.3, а; Рухин, 1969, с. 524).
кообразные) и удлиненные; г — визуальная шкала для определения коэф-
фициентов сферичности (С), или изометричности (В. Ф.), и округленности О
(окатанности) — по У. Крумбейну и Л. Л. Слоссу (1860); д — степени
окатанности по трехбалльной шкале — неокатанные, полуокатанные и
окатанные зерна; е — пятибалльная шкала окатанности: 1 — неокатанные,
2 — плохо (слабо) окатанные, 3 — полу (средне) окатанные, 4 — хорошо
окатанные и 5 — очень хорошо окатанные зерна; ж: 1 — слаборегенериро-
ваниые окатанные зерна кварца; 2 — сильно регенерированные зерна квар-
ца; з — слабо-(7), средне-(2), и сильно-(З) корродированные зерна кварца
333
Рис. 13.4. Представление в графиках результатов количественных оценок
окатанности:
а — кривые распределения окатанности, оцененной по 5-балльной шкале —
н/о — неокатанные, п/о — плохо окатанные, с/о — среднеокатанные, х/о —
хорошо окатанные и о/о — очень хорошо окатанные зерна; 1—6 — окатан-
ность однородная средняя (/, 2), хорошая (5), очень хорошая (4), плохая
(5) и очень плохая (6), преобладают неокатанные зерна; 7 и 8 — породы
смешанные, с неоднородной (7) и резко неоднородной (8) окатанностью, что
особенно резко выявляется на двувершинной (8) кривой — порода смешана
из неокатанного и хорошо окатанного материала; однородность выражается
и эксцессом; б — представление окатанности по трехбалльной шкале (Н —
неокатанные, С — средне- и X — хорошо окатанные зерна) четырех (1, 2,
3 и 4) литотипов
Окатанность (или округленность) — генетически самая важ-
ная вторичная сторона формы — оценивается, как и при мак-
роскопическом (см. 13.3.1) изучении по пятибалльной (редко
по 10-балльной) шкале (рис. 13.3, г, д, з). Объективизация
оценки достигается применением стандартных трафаретов с
контурами зерен разного балла окатанности, а сокращение
времени — применением измерительных линеек с окружностя-
ми (числом до 16) разного диаметра (от 0,25 до 4,0 мм), встав-
ляемых в микроскоп или одеваемых на окуляр (Рухин, 1969,
с. 527). Л. Б. Рухин (1969, с. 528—533) описал автоматический
способ разделения зерен по окатанности на вибросепараторе.
Массовые замеры окатанности, как и при макроскопическом
и бинокулярном изучении, позволяют строить статистические
графики: гистограммы и треугольные диаграммы (рис. 13.4, а,
б). На них наглядно выражается однородность или, наоборот,
разнородность песка или его размерной фракции по источнику
обломков: одновершинные гистограммы и кривые распределе-
ния, особенно с большим эксцессом, свидетельствуют об одно-
родности, а растянутые по оси абсцисс и многовершинные —
о разнородности или гетерогенности.
Корродированность обломочных зерен оценивается по степе-
ни (см. рис. 13.3,ж), минералогической избирательности (ка-
кие минералы или литокласты больше или меньше корродиро-
ваны и какие отличия в характере коррозии) и генезису: кор-
334
родированность до захоронения в осадке и в осадке-породе,
корродирующий агент (минерал). Зерна корродируются и на
стадиях ката- и метагенеза (см. рис. 3.26,6, в).
Регенерация обломочных кристаллов — кварца (рис. 13.3,
е), полевых шпатов, апатита и др. — свидетельствует о на-
ступлении стадий позднего катагенеза и особенно метагенеза и
выражается в обрастании их чистым минералом той же опти-
ческой ориентировки (совместное угасание в скрещенных ни-
келях), т. е. новообразованная часть кристалла как бы до-
страивает первичный и восполняет утраченные при обламыва-
нии и окатывании его части. Граница регенерационной и пер-
вичной частей обычно обозначена загрязнениями, бывшими
ранее на поверхности песчинки, а иногда и образовывавших
на них пленку или рубашку, например на кварце из шокшин-
ских кварцитов (см. рис. 3.26,в). Если в породе имелось поро-
вое пространство или регенерирующийся минерал превосходил
минерал вмещающей массы (например, кальцитовый) кри-
сталлизационной силой, в результате регенерации возникают
идиоморфные кристаллы, например кварц в юрской угленосной
толще Тургая (Северный Казахстан). При отсутствии таких
условий сложный регенерированный кристалл становится не-
правильным, ксеноморфным, приспособленным к форме проме-
жутков между первичными обломочными зернами.
Деформация обломочных зерен происходит при уплотнении
породы, возрастающем с погружением на большие (свыше 3—
4 км) глубины (см. рис. 2.5) или при боковом стрессе. Динамо-
деформация сначала, естественно, отражается на наименее ком-
петентных, т. е. наиболее слабых и пластичных, зернах — об-
ломках глин, аргиллитов, глинистых сланцев, затем слюдистых
сланцев, слабых эффузивов, песчаников, известняков и т. д.
При этом крепкие зерна внедряются в слабые (инкорпорация),
а последние обжимаются вокруг крепких — кварца, кварцитов,
полевых шпатов и т. д. Возникают механическая конформность
зерен и механоконформно-зернистая структура. По протяжен-
ности конформных контактов можно оценить степень динамоме-
ханической приспособленности зерен (в процентах), т. е. сте-
пень динамомеханической метаморфизованности породы, напри-
мер по методу Л. В. Орловой (1979; см. Логвиненко, Сергеева,
1986, с. 74—76). При значительных динамических воздействиях
деформируются кристаллы кварца (дробятся, сдвигаются, изги-
баются, внутренне перестраиваются и гранулируются — возни-
кает, например, «шахматный» кварц; см. рис. 3.26), а также
другие минералы и литокласты.
Связь формы и размера (какие зерна — крупные или мел-
кие — лучше окатаны, корродированы, деформированы и
т. д.) — важная характеристика породы, несущая генетическую
информацию. Можно выделять и размерные фракции зерен с
лучшей окатанностью. Во всех случаях надо фиксировать ниж-
ний предел окатанности, т. е. отмечать зерна, не несущие сле-
335
<
дов окатывания (всегда неокатаны зерна <0,05 мм, но часто
и более крупные: меньше 0,1 и даже меньше 0,25 и 0,5 мм).
Они, следовательно, переносились во взвешенном состоянии.
Этот факт дает возможность по гидрологическим таблицам
(скорости срывания зерен со дна во взвешенное состояние)
определить скорость потока.
Текстура песчаников и алевролитов в шлифе чаще всего
оказывается беспорядочной, что и приходится отмечать при
описании: слоистость крупнее 1,5—2 см в шлифе обычно пред-
ставлена одним слойком, не имеющим более тонкой слоисто-
сти. Однако при внимательном изучении шлифа нередко удает-
ся выявить признаки и причину слоистости — параллельную
ориентировку удлиненных или уплощенных зерен, биофрагмен-
тов, конкреций, линзочек цемента, некоторые различия в круп-
ности зерна, а также появление вторичной ориентировки при
уплощении зерен под давлением (в глауконитовых, граувакко-
вых песчаниках) и при метаморфизации (сланцеватость). Опи-
сываются степень выраженности и причина этой текстуры.
Минералого-петрографический состав обломочной части в
шлифе может быть изучен почти с исчерпывающей полнотой.
Все неясные и неточные визуальные определения состава мел-
козернистых фракций и пород проверяются и уточняются в
шлифах. Изготовляются шлифы и из отдельных галек и облом-
ков. Порядок описания состава в основном остается таким же,
как и при макроскопическом изучении (см. гл. 1; 13.3), а со-
держание значительно увеличивается за счет кристаллографи-
ческих и оптических свойств.
Изучение связи размера и формы с минералопородным (ли-
токластовым) составом не является повторением раздела
«структура», когда надо было отвлечься от отдельных минера-
лов, чтобы увидеть их общий размер и общую степень окатан-
ности, в которой отражены условия их переноса в едином по-
токе независимо от состава. В случае же мономинерального
состава обломков излишне повторять описание их размера и
формы, поскольку они были даны при характеристике струк-
туры.
Перед описанием полезно уже после первого просмотра
шлифа произвести классификацию компонентов породы на об-
ломочные, или первичные, и вторичные, аутигенные, состав-
ляющие цемент и конкреции. В свою очередь обломочные под-
разделяются на породообразующие и акцессорные (содержание
их менее 1 или 2%). Породообразующие могут быть подразде-
лены на главные (содержание больше 5 или 10%) и второсте-
пенные (1—5 или 1 —10%). Описание начинается с главных
породообразующих и ведется по таким группам компонентов,
как литокласты, кристаллокласты и витрокласты. При изучении
и описании этих компонентов надо выявлять и генетические
признаки, в частности те, которые помогали бы разделить зер-
на на экзо- и пирокласты. В редких случаях, когда это деле-
336
ние довольно уверенно и объективно, можно описывать и по
этим генетическим группам обломков.
Литокласты — самые распространенные компоненты кла-
столитов — разделяются при описании на магматические, оса-
дочные и метаморфические, а затем, при необходимости, и на
более мелкие группы. Помимо названия породы описываются
цвет, форма, структура, текстура, минеральный состав (он мо-
жет помещаться сразу после названия), степень сохранности
или вторичные изменения. Определению пород в их обломках
помогает системное знание всех трех царств горных пород.
Некоторые кислые эффузивы трудно отличить от кварц-хал-
цедоновых силицитов, яшм. Необходимо искать в основной мас-
се, если она лишена вкрапленников, призматические кристал-
лики полевых шпатов. Некоторыми признаками служат присут-
ствие хлорита, цеолитов, чистота состава и отсутствие призна-
ков ориентировки и слоистости. Часто, однако, объективно не
удается разделить обломки основной массы кислых эффузивов
и кремней и их приходится подсчитывать вместе.
Акцессорные минералы — циркон, апатит, рутил и другие
титанистые минералы, турмалин, гранат, ильменит, ставролит
и др. — встречаются в шлифах обычно в виде единичных зе-
рен. Для их концентрации породы дезинтегрируют (в случае
крепкого цемента приходится получать протолочку), и акцес-
сорные минералы далее выделяют в тяжелых жидкостях как тя-
желую фракцию (см. 13.3.5).
Заполнитель, или основная масса, матрикс, отлагается, как
правило, вместе с обломочной частью породы и поэтому обычно
имеет тот же или близкий состав или обломочную, чаще всего
алевропелитовую, иногда — в конгломератах, брекчиях — и
песчаную структуру. Зернистые кварц-силикатные компоненты
описывают аналогично основной кластитовой части, а глини-
стую — как глинистый цемент.
Цемент — характерная структурная часть осадочных пород,
особенно типично представленная в кластолитах. Он свидетель-
ствует о первично рыхлом или пористом состоянии зернистого
или биокаркасного накопления и о двухфазном составе породы.
Первая фаза — первичная, седиментогенная, образующая
структурный каркас породы. Она сцементирована вторичными,
в основном диагенетическими минералами, фиксирующими ис-
торию становления и преобразования породы, выявляемую ста-
диальным анализом.
Цемент в шлифах может быть изучен глубоко и нередко с
исчерпывающей полнотой. Следует прежде всего различать це-
мент и цементацию. Последняя отвечает более широкому поня-
тию, так как осуществляется не всегда с помощью цемента. Це-
ментация без цемента возникает при механическом сжатии и
приспособлении друг к другу (механическая конформность), а
также при растворении в твердом состоянии и сближении зерен
по стилолитовым (зубчатым) контактам. Свойство цементации,
337
как более общее, следует поэтому отмечать раньше цемента.
Цемент характеризуется прежде всего по структурным ти-
пам, которые дополняют описание структуры кластолита. По
количественному соотношению с костяком породы выделяются
четыре основных типа цемента (рис. 13.5).
1. Базальный — зерна не соприкасаются друг с другом, а
как бы плавают в цементе, отделяясь, отстоят друг от друга в
среднем на расстояние большее, чем половина диаметра зерен.
По площади он занимает 60—50 (45%), что отвечает истинно-
му объемному содержанию цемента 40—50%. За счет среза не
через центр многих зерен площадь цемента в шлифе преувели-
чивается. Базальный цемент может быть равномерно распре-
деленным и сгустковым. Состав глинистый, карбонатный, суль-
фатный, фосфатный, кремневый, железный.
2. Поровый, или заполнения пор — зерна соприкасаются
или отстоят друг от друга не дальше, чем на половину диамет-
ра зерен. По площади — цемента 35—40(50)%, что отвечает
его содержанию 30—45(25—45)%. В участках несоприкоснове-
ния зерен может ошибочно фиксироваться базальный цемент.
Установление порового цемента важно не только для характе-
ристики физических свойств породы (крепости, пористости), но
и для понимания истории формирования породы. Состав как
аналогичен базальному, так и цеолитовый, сульфидный, флюо-
ритовый, анальцимовый и др.
3. Пленочный — цемента мало (<25%) и достаточно толь-
ко для того, чтобы покрыть пленкой зерна. Выделяются два
подтипа: а) в неконформно-зернистой породе — остается пори-
стость (5—20%), а цементация непрочная; б) в конформно-зер-
нистой породе (зерна механически при растворении и регене-
рации плотно подогнаны друг к другу) — пористости нет, це-
мент тонкой пленкой (0—20%) соединяет обломки, цемента-
ция прочная. Состав — глинистый, фосфатный, кремневый, же-
лезный.
4. Контактовый, или соприкосновения — цемента мало
(меньше 10—15%), и он только на контактах зерен, в местах
наибольшего сближения, соединяет обломки; пористость боль-
шая (15—30%), цементация непрочная, состав железный, фос-
фатный, сульфидный и др.
В одном и том же шлифе, тем более в одной и той же по-
роде в разных участках могут быть разные типы цемента, т. е.
цемент в этом случае распределен неравномерно и оценивается
дополнительно как «сгустковый». Необходимо иметь в виду
принципиальную разницу между базальным типом и всеми дру-
гими: базальный цемент обычно первичный, седиментогенный,
отложенный вместе с обломками, а цементы других типов чаще
откладывались уже в постседиментационные стадии, в межгра-
нулярном пространстве, и зерна первично опирались друг на
друга. При конкрециеобразовании поровый цемент может транс-
формироваться в базальный. Как? При классификации цемента
338
Рис. 13.5. Типы цемента кластолитов по количественному соотно-
шению его с обломками и по степени сближенности последних:
а, б — базальный равномерно (а) и неравномерно (б, сгустковый)
распределенный; в — поровый; или заполнения пор; г — пленоч-
ный первого типа — при рыхлой укладке, оставляющей поры; д —
пленочный второго типа — при плотном конформном расположении
зерен, без пористости; е — контактовый цемент (соприкосновения)
со значительной пористостью
по его внутренней структуре, без отношения к обломкам, в ча-
стности по степени кристалличности, выделяются некристалли-
ческий, аморфный, и кристаллический цементы. Аморфный це-
мент может быть незернистым (бесструктурным), сплошным и
зернистым, например глобулярным (опал, фосфат). Кристалли-
ческий цемент подразделяется на коллоидальный (кристалли-
товый), т. е. ультрамикрокристаллический или скрытокристал-
.лический, когда отдельные кристаллики (<0,0001 мм) не видны
даже при самых больших увеличениях в световом микроскопе;
микрозернистый, или микрокристаллический (0,0001—0,05 мм),
тонко- (0,05—0,1 мм), мелко- (0,1—0,25 мм), средне- (0,25—
0,5 мм), крупно- (0,5—1,0 мм), грубо- (1,0—2,0 мм) и гиганто-
кристаллический (>2,0 мм).
Важны классификации цемента по взаимоотношению кри-
сталлов цемента и обломков и по соотношению их размеров
(рис. 13.6). Выделяются четыре типа цемента.
1. Кр ратификационный, или коронковый, обрастания, —
кристаллики цемента (фосфатного, халцедонового, кварцевого,
карбонатного или иного) перпендикулярны поверхности зерна,
которую они одевают в виде корочки (или микродрузы) ради-
ально расположенных кристаллов. Цемент формируется в по-
рах песчаников довольно медленно из поровых растворов.
2. Регенерационный (или регенерации, нарастания) — це-
мент аналогичного обломку состава и образует с первичным
зерном один кристалл (погасание в скрещенных николях одно-
временное или, при менее совершенной ориентировке, почти од-
новременное) . Цементная часть единого гетерогенного и раз-
новозрастного кристалла обычно чистая, без включений и не-
трещиноватая. Все это свидетельствует о медленности процесса
нарастания и возможности упорядоченного выделения из ион-
ных растворов молекул как бы под влиянием электростатиче-
ского поля кристаллической решетки затравочного кристалла.
Если последняя разупорядочена или зерно — неупорядочен-
ный агрегат, регенерационный цемент не образуется. Состав
кварцевый, полевошпатовый, кальцитовый, доломитовый, гип-
совый.
3. Прорастания, или пойкилитовый, — кристаллы цемента
крупнее обломков, и последние оказываются включенными по
нескольку, иногда по десяткам, в один кристалл цемента: гип-
са, барита, кальцита. Размеры кристаллов цемента достигают
сантиметров и дециметров (гипс), и в поле зрения под микро-
скопом цемент погасает одновременно. Образование цемента
происходит медленно в рыхлых проницаемых песках из раство-
ров, которые постепенно настраивают образовавшийся первич-
ный участок цемента, сначала, может быть, несовершенной кри-
сталличности.
4. Коррозионный — при значительном развитии коррозии
обломков. Но следует отмечать и частичную коррозию: она ука-
зывает на химическую неравновесность в породе в определен-
340
Рис. 13.6. Типы цемента по взаимоотношению кристаллов цемента
с обломками и его расположению:
а — крустификационный, или коронковый (=обрастания); б —
регенерационный, или регенерации ( = нарастания); в — прораста-
ния, или пойкилитовый; г — коррозионный, или разъедания
( = растворения); д — цементация без цемента за счет обжимания
и выжимания пластичных зерен в межгранулярное пространство и
внедрения (инкорпорации) крепких (компетентных) зерен в мягкие
(некомпетентные) — цементация вдавливания, механогенная; е —
цементация без цемента — по микростилолитовым, зубчатым кон-
тактам растворения в твердом состоянии под давлением и реге-
нерацией в направлении, нормальном к давлению (см. также «б»)
ную стадию ее эволюции. Чаще других активными корродирую-
щими агентами бывают растворы кремнезема (кислая среда) и
карбонаты (щелочная среда).
Минеральный состав цемента описывают по возможности по-
дробнее: отмечают его моно- или полиминеральность, перечис-
ляют минералы цемента в порядке их убывания (в сложном,
составном прилагательном перечисление идет от второстепен-
ных к главным, например «цемент полиминеральный кремне-
вый кварц-халцедон-опаловый»), а если очевидна последова-
тельность выделения, то перечисление можно вести от более
ранних ко все более поздним. Далее описывают каждый ми-
нерал цемента с констатацией его содержания (лучшев %), ти-
пов цемента, которые он образует в составе общего типа слож-
ного цемента, диагностические кристаллографические и опти-
ческие свойства, структуры, взаимоотношения с обломками, вы-
воды или предположения о его генезисе. Описание цемента пе-
реходит в стадиальный анализ (ст. 13.3.2.2).
13.3.2.1 . Включения, физические свойства, вторичные изме-
нения. Включения — микроскопические раковины, обрывки
растительной ткани, микроконкреции, экзотические литокласты
и т. д. — описывают, как и главные компоненты (см. гл. 1):
их размер, форма, цвет, состав, строение, количество, распре-
деление по породе, взаимоотношение с другими компонентами,
генезис (петрографический возраст или стадия литогенеза, ме-
ханизм и условия образования). Многие непрозрачные включе-
ния приходится изучать в отраженном свете. Пирит и другие
сульфиды при этом обнаруживают металлический блеск, золо-
тистый или другой цвет. Включение часто окружено бурой зон-
кой гидроокислов железа, возникшей как при окислении закис-
ных соединений, так и в результате проникновения в контакт-
ную зону из поровых растворов. Растительные остатки в той
или иной степени углефицированы, и поэтому они непрозрач-
ные, просвечивают по краям, в отраженном свете не бурые и
без металлического блеска (отличие от сульфидов, лимонитов).
Они обычно линзовидны, имеют клеточное строение. Нередко
с ними ассоциируются микрозернистые сульфиды. Линзочки би-
тума бурые, в сгустках непрозрачные, бесструктурные.
Пористость видна в шлифе хорошо и оценивается количест-
венно (см. гл. 1). Это в основном межгранулярная, реже (в
пемзокластах) внутренняя пористость. Помимо формы, разме-
ра желательно установить, сообщаются ли поры между собой,
что определяет проницаемость породы.
Укладка зерен — кубическая, ромбическая или промежу-
точная — определяет не только пористость, но и физические
свойства и информативна в генетическом отношении. Неус-
тойчивая, кубическая укладка — признак быстрого отложе-
ния из суспензионного потока.
Вторичные изменения, возникшие в самой породе в разные
стадии ее эволюции (см. гл. 1), — растворение неустойчивых
342
(темноцветных, полевых шпатов, стекла и т. д.), глинизация по-
левых шпатов, кальцитизация или окремнение, ожелезнение —
важная графа описания. Эти изменения надо отличать от тех,
которые приобрели минералы в материнских породах и в путях
миграции и которые описываются в разделе «Минералого-пет-
рографический состав».
13.3.2.2 . Стадиальный анализ. Шлиф, как отмечалось (см.
гл. 1, 3), не может считаться изученным и описанным без про-
ведения стадиального анализа, особенно много дающего при
изучении обломочных пород. Его цель — восстановление исто-
рии формирования (эволюции) конкретной породы от зароды-
шевой фазы — осадка (стадия седиментации) — через синге-
нез, диагенез, катагенез и метагенез до метаморфизма, если,
конечно, порода прошла все эти стадии. Конкретные задачи
анализа — выявление структурных, текстурных и минералоги-
ческих признаков каждой из этих стадий, литогенетическое и
историко-геологическое истолкование преобразований, в част-
ности увязка изменений индивидуальной породы с преобразо-
ванием всей толщи (формации).
Зарождение и развитие стадиального анализа обломочных
пород связаны с именами А. В. Копелиовича, Д. С. Кумбса,
А. Г. Коссовской, В. Д. Шутова, Н. В. Логвиненко, Ю. П. Ка-
занского, О. А. Черникова, И. М. Симановича, К. В. Чиллинга-
ра, Р. У. Фейрбриджа, В. Н. Шванова, О. В. Япаскурта,
Л. В. Орловой и др.
Признаками первичности обломков, т. е. их поступления в
осадок в «готовом» виде с суши или при вулканизме, умирании
организмов, эрозии дна (эдафогенезе), являются их неоднород-
ность, «неподогнанность» друг к другу в термодинамическом и
химическом отношении, неконформная, обломочная структура,
окатанность и т. д. Многое из этого выражается и внутренним
строением кристаллов: «разноплановым» волнистым и нормаль-
ным угасанием, разными включениями и их отсутствием в дру-
гих зернах того же минерала, разной раздробленностью и тре-
щиноватостью и т. п. Эти компоненты отвечают стадии накоп-
ления вещества в виде осадка — седиментации.
Все другие компоненты вторичны, постседиментационны, и
как таковые они приспосабливаются к первичным, нередко кор-
родируя их. В первые постседиментационные стадии — синге-
неза, диагенеза и нередко в начальном катагенезе — происхо-
дит последовательное выполнение межгранулярных пор, что
четко отражается в разрезах этих пор. Литолог решает страти-
графическую задачу — фиксирует «последовательность напла-
стования» минералов разных генераций, т. е. «стратиграфиче-
скую летопись». Он использует и основной принцип стратигра-
фии — «что выше, то моложе», в данном случае — это дальше
от первичного компонента — обломков, являющихся базисом,
фундаментом для откладывающихся на них «слоях» минералов,
то моложе (см. рис. 13.13, е), так как поздние генерации не
343
могли выделиться раньше (они тогда ни на что не опирались
бы). Структурный анализ взаимоотношений минералов, особен-
но их реакционные соотношения (поздний минерал корродирует
более ранний) и просто приспособление одних к другим, так-
же используется для установления последовательности выде-
ления.
После заполнения порового пространства аутигенными ми-
нералами цемента, т. е. по достижении физической равновес-
ности породы, стадиальные преобразования под влиянием воз-
растающих нагрузок и температуры проявляются и на ранее
отложенных постседиментогенных минералах: в их раскристал-
лизации, перекристаллизации, перераспределении, механиче-
ском выжимании в ослабленные участки и вообще в переходе
в более устойчивые при новых термодинамических условиях фа-
зы. Признаками раннего катагенеза являются: растворение тем-
ноцветных кластов; глинизация полевых шпатов, накладываю-
щая на них общий отпечаток (который и надо уловить); появ-
ление микритовых скоплений железистых и титанистых минера-
лов (в значительной степени за счет элементов, высвобождаю-
щихся при растворении пироксенов, амфиболов, биотита витро-
и вулканолитокластов и других нестойких компонентов, а так-
же барита, ангидрита и других сульфатов, цеолитов); сильное
развитие механической конформности.
Признаками позднего, или глубинного, катагенеза помимо
перехода глин в аргиллиты (в смежных пластах) служат реге-
нерация кварца, калиевых полевых шпатов, перекристаллиза-
ция карбонатного, кремневого и глинистого цемента, еще боль-
шее механическое сближение зерен и приспособление друг к
другу, начало микростилолитообразования между зернами
кварца, усиление его регенерации в направлении, нормаль
ном к действию давления (см. рис. 3,26, в; 13.6). Происходит
трансформация глинистых минералов в направлении гидро-
слюдизации и хлоритизации и общего обеднения мине-
ралами.
Метагенез, наиболее четко проявляющийся в глинистых (об-
разование глинистых сланцев) и карбонатных (образование
мраморов) породах, в обломочных проявляется не в перекри-
сталлизации обломков( это еще не наступает), а в интенсивном
растворении в твердом состоянии и сближении зерен по мик-
ростилолитовым контактам (см. рис. 13.5, д; 13.7, е), в интен-
сивной регенерации кристаллов, довольно заметном образова-
нии кварца, полевых шпатов, цеолитов, минералов группы эпи-
дота, титанистых минералов, в перекристаллизации глинистого
цемента в серицит-хлоритовый агрегат. В результате рекри-
сталлизационного бластеза возникает шахматный кварц. В пер-
вично богатых глинистым цементом песчаниках вследствие на-
правленной кристаллизации отдаленные друг от друга кристал-
локласты соединяются нормально к ним расположенными па-
раллельно ориентированными агрегатами филлокристаллов и
344
стебельчатого кварца (возникают «бородатые» зерна; см.
рис. 3.26,6).
Наступление метаморфизма выражается в более глубокой
перекристаллизации не только глинистых, кремневых и карбо-
натных, но и обломочных пород (возникают гранобластовые
структуры, лишь с реликтами обломочных) и в массовом об-
разовании альбита, эпидота, цоизита и более окристаллизован-
ных филлосиликатов, вплоть до мусковита, стильпномелана и
биотита. В богатых глинистым веществом песчаниках при
этом развивается вторичная, метаморфогенная текстура — слан-
цеватость, хотя реликты первичной текстуры — седиментацион-
ной слоистости — полностью не стираются. Сланцеватость мо-
жет не совпадать со слоистостью в псаммобластовых сланцах.
13.3.3. ГРАНУЛОМЕТРИЧЕСКИЙ АНАЛИЗ
Механический, или гранулометрический, анализ — важней-
ший специфический метод изучения обломочных пород, при-
меняемый, однако, и для изучения зернистости карбонатных,
фосфатных и других пород обломочного генезиса, а также не-
растворимого остатка этих и других пород. Он заключается в
разделении породы (ситами, отмучиванием, центрифугирова-
нием, подсчетом в обнажении, образце, шлифе и другимй спо-
собами) на фракции по размеру зерен (отсюда — «размерные»,
или «гранулометрические», фракции) и определении их содер-
жания в породе относительно всей обломочной части.
Гранулометрический анализ производится: 1) в классифика-
ционных целях — для правильного определения и названия по-
роды; 2) для оценки пород как грунтов для сооружений, кол-
лекторов нефти, газа, воды, т. е. для решения прикладных за-
дач геологии; 3) для выявления генетических признаков, необ-
ходимых при палеогеографических реконструкциях (способы и
дальность переноса, пути миграции обломков, условия отложе-
ния и т. п.), для определения генетического типа отложений;
4) наконец, как подготовительная стадия для минералогическо-
го анализа, поскольку выделяет из породы определенные фрак-
ции, которые затем можно изучать другими методами.
Несмотря на кажущуюся простоту (из-за ассоциации с ос-
новным, механическим способом производства — рассеивани-
ем), гранулометрический анализ — сложнейшая проблема, ко-
торой посвящено множество монографий, руководств и кото-
рая не может считаться решенной. Анализ постоянно совершен-
ствуется теоретически и технически, но до сих пор нет универ-
сального метода, позволяющего анализировать все обломочные
породы каким-то одним методом. Трудности в том, что многие
крепко сцементированные породы невозможно дезинтегриро-
вать на составляющие их обломочные зерна, которые можно
было бы анализировать. О гранулометрическом составе таких
пород, т. е. об их основной структуре, приходится судить по
данным не прямого, а косвенного гранулометрического анали-
345
за, например производимого измерением зерен в шлифах (см.
13.3.2.1).
В настоящем разделе рассматриваются только прямые мето-
ды гранулометрического анализа. В общем случае он состоит
из трех фаз, или стадий: 1) подготовка пробы или образца к
анализу, 2) производство анализа и 3) обработка, изображе-
ние и истолкование данных анализа.
13.3.3.1. Подготовка образца к анализу. Лишь немногие об-
разцы или пробы можно сразу, без особой подготовки, пускать
в анализ: это рыхлые, сыпучие пески, отмытые от глины. Их
можно рассеивать на ситах, а слабые илы — подвергать от-
мучиванию. Однако в последнем случае лучше все же провести
подготовку, например обработку ультразвуком для диспергации
возможных агрегатов. Кроме того, нередко при анализе совре-
менных илов необходимо удалить некоторые компоненты (ра-
ковины планктонных организмов, растительные остатки, микро-
конкреции), не являющиеся механическим осадком. Карбонат-
ные компоненты, как и карбонатный цемент песков, удаляют
обработкой соляной кислотой (2—5%-й, иногда 10—20%-й),
которая растворяет и железистые рубашки на песчинках. Не-
редко приходится раствор соляной кислоты кипятить, для чего
используют колбы с обратным холодильником. Пески со зна-
чительным содержанием обломков карбонатов, фосфоритов,
апатита не подвергаются обработке соляной кислотой, так как
она растворяет все эти компоненты.
Глинистый цемент размокающих пород удаляют размачива-
нием в воде. Агрегаты растирают пальцами или применяют ре-
зиновую пробку. Если необходимо сохранить слабые зерна, при-
ходится отказаться и от этой обработки. Применяют смену за-
мораживания оттаиванием, встряхивание (см. гл. 2) и т. д.
Применяют и другие кислоты — азотную, серную, в том числе
и концентрированные. Опаловый цемент удаляют обработкой
щелочными растворами — 5%-ми растворами соды, поташа или
КОН. При значительном (свыше 2%) содержании органиче-
ских веществ породу обрабатывают 3—6%-м раствором переки-
си водорода. Для обработки породы кислотами или щелочами
ее нередко приходится дробить в ступке до размера, равного
крупной фракции или несколько более крупного. А. В. Казаков
разработал так называемый «кварцевый» метод: дробленую по-
роду обрабатывают концентрированными кислотами или «цар-
ской водкой», а затем — раствором едкого натра. При этом
растворяются все компоненты, кроме кварца. Для кварцевых
зерен и производят затем анализ. Естественно, метод прием-
лем для существенно кварцевых песчаников.
13.3.3.2. Производство гранулометрического анализа. Пря-
мые методы гранулометрического анализа — рассеивание и от-
мучивание.
346
Ситовой анализ — рассеивание на руках или автоматически
(на машинах типа Ротап или западногерманской фирмы Фрич)
с помощью сит с определенными диаметрами отверстия. Для
рассеивания галечников применяются грохота, крупные (в мет-
ры) площади которых позволяют применять их для получения
производственных объемов (например, стройматериалов) галеч-
ников определенных фракций.
Для рассеивания песков существуют несколько наборов сит.
Наиболее простой — почвоведческий, отвечающий десятичной
шкале: диаметры сит 10; 7; 5; 3; 1; 0,5; 0,25 мм; к ним добав-
ляется сито с отверстием 0,1 мм. Достоинства набора — про-
стота, совпадение с границами гранулометрических типов и
групп, а недостатки — малая детальность, неравномерность ин-
тервалов и отсутствие сит с более мелкими отверстиями. По-
этому в специальных литологических работах для детализации
гранулометрического анализа применяются более дробные на-
боры. Из них широко применяются наборы Усманского завода
и набор стандарта СССР (ОСТ 10203-39 или близкий к нему
ГОСТ 3584-73) со знаменателем прогрессии 10 = 1,257, че-
му отвечает шкала В. П. Батурина (1947). Сита Усманского
завода (на основе набора Тейлора), применяемые для рассеи-
вания формовочных песков, абразивных и других материалов,
отвечают прогрессии со знаменателем ]/2 = 1,414 (ОСТ 8255),
что соответствует отношению площадей 2:1. Они имеют отвер-
стия до 0,05 мм, что вместе с дробностью и постоянством отно-
шения площадей и интервалов — большое преимущество. Каж-
дое сито характеризуется количеством отверстий на один ли-
нейный дюйм (25,4 мм), т. е. числом меш (табл. 13.4).
Таблица 13.4
Набор сит Усманского завода
Название сига (число меш) Диаметр отвер- стия, мм Название сита (число меш) Диаметр отвер- . стия, .мм
8 2,362 48 0,295
10 1,651 65 0,208
14 1,168 100 0,147
20 0,838 150 0,104
28 0,589 200 0,075
35 0,417 270 0,053
Шкала может быть продолжена для разделения методами
отмучивания алевритов и пелитов: 0,037; 0,026; 0,0185; 0,013;
0,0092 мм и т. д. Недостатки шкалы и набора — несовпадение
с границами стандартных гранулометрических типов (десятич-
ная шкала) и некоторая разновеликость отношений интервалов.
Эти же недостатки свойственны почти аналогичному набору,
347
приводимому Л. Б. Рухиным (1969, ст. 467, ГОСТ 2189-43) и
проанализированному Г. И. Теородовичем (1958, с. 214).
Постоянство отношений конечных размеров фракций сохра-
няется более строго в шкале В. П. Батурина (1947): оно ко-
леблется лишь от 1,25 до 1,28. Это постоянство необходимо для
более выразительного представления гранулометрии на графи-
ках (в логарифмическом масштабе отрезки на оси абсцисс, от-
вечающие каждой фракции, становятся равными) и упрощения
вычисления гранулометрических коэффициентов. В. П. Бату-
рин для облегчения оперирования с размерами фракций, выра-
жаемых часто не круглыми и сложными дробными цифрами,
предложил шкалу у (гамма; табл. 13.5).
Таблица 13.5
Гранулометрическая шкала у, по В. П. Батурину (1942, 1947)
V ММ V ММ V ММ V ММ V ММ
20 0,01 14 0,04 8 0,16 2 0,63 —4 2,50
19 0,012 13 0,05 7 0,20 1 0,80 -5 3,15
18 0,016 12 0,063 6 0,25 0 1,0 —6 4,00
17 0,020 11 0,08 5 0,315 — 1 1,25 —7 5,25
16 0,025 10 0,10 4 0,40 —2 1,60 —8 6,30
15 0,031 9 0,125 3 0,50 —3 2,00 —9 8,00
— 10 10,00
В ситах стандарта 1950 г. (ГОСТ 3584-50) проволочные сет-
ки высокой точности обладают размерами ячеек-отверстий (в
мм): 5,0; 4,0; 3,3; 2,8; 2,3; 2,0; 1,7; 1,4; 1,2; 1,0; 0,85; 0,70; 0,60;
0,5; 0,42; 0,355; 0,30; 0,25; 0,21; 0,18; 0,15; 0,125; 0,105; 0,085;
0,075; 0,063; 0,053; 0,042. Достоинства стандарта — дробность
(детальность анализа — 29 фракций!), наличие сит, отвечаю-
щих десятичной шкале, на которой основана гранулометриче-
ская классификация; недостатки — некоторая общая эклектич-
ность и не полная равномерность гранулометрического «шага»,
т. е. модуль шкалы менее постоянен, чем в шкале В. П. Бату-
рина.
Только американская шкала С. К. Уэнтуорта (Вентворта;
Wentworth, 1922), представляющая собой прогрессию со знаме-
нателем 2, полностью равномерна, удобна при машинной обра-
ботке анализов, легко запоминается и позволяет сравнительно
просто выводить граничные размеры (включая и мелкие фрак-
ции). Но и она не отвечает естественным границам в грануло-
метрическом ряду, стандартам сит, включая и американский,
основанный на шкале Тейлора (/2=1,414 или /2=1,189),
классификациям кластолитов, недостаточно детальна и мало-
удобно выражена в области тонких фракций (не круглые циф-
ры). Для упрощения выражения В. С. Крумбейн (Krumbein,
1936) предложил пользоваться параллельной шкалой ср (фи),
348
или Ф, представленной целыми числами — отрицательными
логарифмами с основанием 2, а именно Ф=—logs d, где d —
граничный диаметр фракций. При этом граница в 1 мм, отвеча-
ющая во многих классификациях границе гравия и песков, вы-
ражается нулевым Ф, более крупные размеры — отрицатель-
ными, а более мелкие — положительными цифрами арифмети-
ческого ряда (табл. 13.6).
Таблица 13.6
Гранулометрическая шкала С. К. Уэнтуорта (в мм и единицах Ф)
мм Ф мм Ф ММ Ф ММ Ф ММ ф
4,0 —2 0,5 1,0 0,063 4,0 0,008 7,0 0,001 10
2,0 — 1 0,25 2,0 0,03! 5,0 0,004 8,0
1,0 0,0 0,125 з,о 0,016 6,0 0,002 9,0
При оперировании числами Ф для вычисления грануломет-
рических параметров они могут применяться и в виде дробных
чисел (1/2, 1/4 Фит. д.).
Рассеивание вручную длится 15—20 мин, механическое —
10 мин. Движения колонны сит должны быть преимущественно
в горизонтальной плоскости, допускается лишь слабое встряхи-
вание. Наиболее длительно отделяются, естественно, тонкие
фракции, скапливающиеся на нижних ситах. Можно проконтро-
лировать достаточность рассеивания, для чего соответствующее
сито извлечь из колонны и на большом чистом листе бумаги
продолжить просеивание. Если через сито еще проходит замет-
ное число зерен, просеивание продолжается, но, как правило,
без верхних сит, с которых уже можно собирать фракции и
взвешивать.
После просеивания на всех ситах, последние тщательно чис-
тят, не повреждая при этом сетку, а фракции собирают, взвеши-
вают и помещают в бумажные пакеты с предварительно нане-
сенными номерами образцов, размерами фракций (от размера
более крупного отверстия до размера отверстия данного сита)
и ее вес — с точностью до сотых долей грамма (на техниче-
ских или электронных весах). Далее анализ продолжается ме-
тодами отмучивания.
Метод Сабанина — двойное отмучивание. Преимущество ме-
тода — он не только определяет содержание фракций, но и вы-
деляет их физически, что позволяет далее изучать фракции
минералогически. Метод применяется в основном для выделе-
ния тонкого песка и крупного алеврита, а более мелкие и более
крупные фракции остаются неразделенными. Он заключается
в последовательном удалении (отмучивании) из суспензии сна-
чала — первое отмучивание — фракции <0,01 мм, а потом —
второе отмучивание — фракции 0,05—0,01 мм. Их разделение*
основывается на разной скорости падения разновеликих частиц
349
в спокойном столбе воды (в мерном стакане): крупные падают
«быстрее, и после определенного времени верхний слой суспен-
зии, свободный от частиц определенного размера, сливают в
другой стакан, собирают осевшую на дно фракцию (после ряда
операций взмучивания и сливания) высушивают и взвешивают.
Скорость падения частиц определяется по формуле Стокса
w = —gr*-------учитывающей не только размер частиц г (ра-
9 т]
диус в сантиметрах), но и ускорение силы тяжести g (в см2/с),
удельный вес частиц А, удельный вес воды До и коэффициент
вязкости воды ц, изменяющийся в зависимости от температуры.
В. Д. Ломтадзе (1952) уточнил скорости падения частиц: при
температуре воды 17 и 20 °C частицы диаметром 0,01 мм и
удельным весом 2,65 (равным удельному весу кварца) падают
со скоростью 0,083 и 0,091 мм/с и проходят путь в 1 см за 120
и 110 с; для частиц 0,05 мм при всех равных условиях скорость
равна 2,246 мм/с и время прохождения 1 см суспензии 4,5 с.
Впрочем, скорость падения частиц и соответственно чистоту
разделения фракций (освобождения верхнего слоя суспензии от
частиц определенной крупности, например от 0,01 или 0,05 мм)
можно проверить эмпирически — взятием пипеткой пробы с лю-
бой глубины и из донного осадка в банке для сливания и из-
мерением под микроскопом частиц, находящихся в капле из пи-
петки на предметном стекле.
Ход анализа, по Сабанину, описан в руководствах по грун-
товедению (Ломтадзе, 1952, 1970 и др.) и литологии (Фро-
лов, 1964 и др.).
Результаты гранулометрического анализа выражают в про-
, 4-100
центах, вычисляемых по формуле х =----------, где х — про-
центное содержание фракции в породе; А — вес фракции; В —
вес навески. Если по методу Сабанина анализировалась не вся
часть породы, прошедшая через сито 0,1 мм, а только ее до-
ля, содержание фракций, выделенных отмучиванием, определя-
А • С
ется по формуле х =------, где А — вес фракции; С — сум-
в
марное процентное содержание фракций <0,1 мм (взвешивание
с поддона сит); В — вес взятой навески.
Обычно анализу подвергаются образцы в воздушно-сухом
состоянии. При требовании большей точности учитывается
влажность, и все пробы пересчитывают на сухую массу по фор-
Р Во • 100
муле В ——,
J 100+ W
где В — вес навески в абсолютно сухом со-
стоянии; Во — вес навески в воздушно-сухом состоянии (с гиг-
роскопической или естественной влажностью); W — влажность,
% (СМ. 12.3.6).
Величина навески для гранулометрического анализа опреде-
ляется типом породы. Для песчано-алевритовых пород доста-
точно взять 20—100 г (50—200 см3), для гравийных — 100—
350
500 г (200—1000 см3), а для галечных — несколько килограм-
мов или десятки килограммов.
13.3.3.3. Обработка, изображение и истолкование данных:
анализа. Первым выражением данных анализа служит табли-
ца процентных содержаний фракций в навеске, принимаемых
за содержание их в породе. Однако для наглядности и сопо-
ставления этого недостаточно, поэтому строятся графики — ги-
стограммы, циклограммы, кумулятивные кривые и треугольные
диаграммы. Для показа изменения гранулометрии по разрезу
строят приколоночные кривые изменения среднего диаметра
Md и других параметров, а для фациальных изменений — кар-
ты изолиний, отражающих их изменение на площади.
Гистограмма (вероятно, от греч. «гисто» — ткань), или диа-
грамма столбиков (рис. 13.7), — самый наглядный график: на
нем содержание каждой фракции изображается отдельно, вы-
сотой столбика (по оси ординат), основанием которого служит
отрезок оси абсцисс в заданном масштабе. Наиболее крупные
фракции чаще всего откладываются от начала прямоугольной
системы координат, слева, а самые тонкие — справа, на кон-
це оси.
Нанесение границ фракций (по оси абсцисс) в истинном
масштабе (рис. 13.7, а) чрезвычайно неудобно, так как соответ-
ствующие отрезки сильно растягиваются в области крупных
фракций и сокращаются почти до точки — в области тонких.
Использование равных отрезков для любой фракции, т. е. раз-
ного масштаба для них, удобно, делает график выразительным
(см. рис. 13.7, д—л), но создает трудности для строгой стати-
стики. Поэтому правильнее использовать логарифмический мас-
штаб — откладывать логарифмы конечных размеров фракций,
тогда отрезки, отвечающие разным фракциям, становятся поч-
ти равномерными (рис. 13.7,6, в), или при одинаковом отно-
шении конечных размеров — просто равными (рис. 13.7,г).
Гранулометрическая шкала, таким образом, в идеале должна
быть геометрической прогрессией. По оси ординат откладыва-
ют содержания фракций в натуральном масштабе — и диа-
грамма тогда называется полулогарифмической, или также в
логарифмическом масштабе, что делает график двойным лога-
рифмическим. В этом случае, при использовании логвероятност-
ной шкалы ординат, растягиваются отрезки оси в области са-
мых грубых и самых тонких фракций, т. е. образуются своего
рода хвосты кумулятивной кривой (рис. 13.7,г), что ценно для
точного снятия с графика важных в генетическом отношении
ординат (1, 5, 16, 84, 95 и 99-процентных центилей), на чем ос-
нован графический способ определения статистических парамет-
ров, по Р. Фолку и У. Уорду (Folk, Ward, 1957), Р. Фолку
(Folk, 1966) и др. Средние по размеру фракции (между 30 и
70%-ми ординатами), наоборот, «сжимаются» на оси ординат,
но они менее информативны генетически. М. Ф. Лотфи (1984)
показал преимущества метода при изучении дельты р. Нила.
351
Рис. 13.7. Гистограммы и кумулятивные кривые по гранулометрическим ана-
лизам кластолитов:
а — в натуральном масштабе; б, в — в логарифмическом масштабе (ось
абсцисс): б — фракции выделения на ситах Усманского завода (крупнее
0,053 мм) и отмучиванием; Q , Q2 (—Md) и Q3—первая, вторая (одновремен-
но и медиана, т. е. средний диаметр) и третья квартили; в — фракции выде-
лены по десятичной шкале; г — выделение трех популяций зерен песка
(кривая «в», по Г. С. Вишеру, из Градзиньского и др., 1980, с. 143), пере-
носимых волочением (отрезок /), сальтацией (отрезок, начинающийся у пе-
релома кривой в точке 6 и иногда распадающийся на два отрезка — 2 и
Достоинства гистограмм — наглядность, возможность пока-
за раздельно фракций любой дробности и простота получения
кривой распределения, для чего надо плавной линией обогнуть
вершины столбиков (см. рис. 3.13, в; 13.7,6). На кривой, как и
на диаграмме столбиков, отчетливо видна мода — тот диаметр,
который лежит в области самой распространенной фракции,
т. е. которой больше всего в породе. Весьма характерна форма
кривой: ее симметричность, свидетельствующая о нормальном
распределении, или скошенность (асимметричность) в ту или
иную сторону, а также степень ее сжатости и высоты (эксцесс),
или, наоборот, растянутости по оси абсцисс в плохо сортиро-
ванных породах. Наконец, кривые могут быть одно-, двух- или
многовершинными (полимодальными), что указывает на несор-
тированность или вторичную смешанность материала (рис. 13.7,
д—л).
Недостаток гистограмм — возможность показа на диаграм-
ме только одного анализа, т. е. одной породы. Попытки совме-
стить хотя бы две породы (например, разноцветными линия-
ми) неуспешны: диаграммы плохо читаются.
Циклограмма — круг, разделенный на секторы, площади
или дуги которых пропорциональны содержанию фракций.
Каждому проценту содержаний соответствует дуга в 3,6°. Как
и гистограммы, циклограммы изображают результаты только
одного анализа (рис. 13.8,а), а для сопоставления массовых
анализов они также неудобны. Иногда циклограммы, разме-
щенные по колонкам или на карте, демонстрируют стратигра-
фические или фациальные изменения зернистости.
Кумулятивные, или суммарные, нарастающие, кривые при-
меняют как для изображения одного анализа (см. рис. 13.8, б,
в), так и для сопоставления небольшого числа (не больше пер-
3 — у точки 5 — это две популяции сальтации) и во взвеси (отрезок 4. на-
чинающийся от перелома кривой в точке 7); эти три популяции зерен с
логнормальным распределением их размеров выделяются лишь при исполь-
зовании вероятностной шкалы оси ординат (дана справа), тогда как обыч-
ной шкале ординат (слева) отвечает сглаженная, менее дифференцированная
кумулятивная кривая (б); а — кривая распределения того же песка; гори-
зонтальная шкала для всех кривых — логарифмическая, в миллиметрах и
единицах Ф; д—л — гистограммы и кривые распределения типовых по сор-
тировке песков и алевритов (и), шкала по оси абсцисс дана в произвольном
масштабе (отрезки фракций равные, что обеспечивает наглядность, в ущерб
строгости); д — песок разнозернистый несортированный слабогравийный
(18%) с мелкой галькой (7%), слабоалевритовый (17%), отмытый, с поли-
модальной кривой распределения; е — песок плохо сортированный, в ос-
новном крупно-грубозернистый (64%), слабоалевритовый, практически моно-
модальный; ж — песок крупнозернистый среднесортированный отмытый;
з — песок мелкозернистый очень хорошо сортированный отмытый; и —
алеврит тонкозернистый довольно хорошо сортированный; к — песок резко
разнозернистый, смешанный, с резко выраженной бимодальностью сильно
(45%) алеврито-глинистый (вакковый), неотмытый; л — галечник мелкога-
лечный (52%) с гравием (15%) сильно алеврито-глинистый (вакковый),
смешанный, резко бимодальный
12 Зак. 357
353
Рис. 13.8. Графические способы выражения и обобщения данных грануло-
метрических анализов:
а — циклограмма песка с гистограммой на рис. 13.7, е — цифры у секторов
отвечают фракциям в последовательности от грубых (/) до тонкой алевро-
пелитовой (8); б — семейства кумулятивных кривых песков и алевритов
разных зернистости и сортировки; в — поле сосредоточения кумулятивных
кривых песков одного генетического типа (из Рухина, 1969, с. 486); г —
кривые распределения гранулометрического состава: симметричная (О) и
асимметричные с положительной ( + ) и отрицательной (—) асимметрией;
Мо — мода, Md — средний диаметр (медиана); д — кривые распределения
с нулевым (Е = 0), положительным (Е>0) и отрицательным (Е<0) эксцес-
сом; крупные фракции слева; е — распределение гранулометрических ана-
лизов на треугольной диаграмме Азана
вых десятков; см. рис. 3.13, г; 13.8, б, в) анализов. Совмещен-
ные на одной диаграмме кривые группируются в семейства, от-
ражающие гранулометрические, а следовательно, и генетиче-
ские типы песков или других пород.
354
Начинают построение обычно с крупной фракции, если она
слева, у начала координат. У правого конца отрезка оси абсцисс,,
отвечающего этой фракции, на перпендикуляре откладывается
точка, отвечающая ее содержанию в породе. Затем у правого
конца следующей фракции также откладывается сумма обеих
фракций. Ордината следующей, третьей, фракции равна сумме-
содержаний этих фракций и т. д. Полученные точки соединяют
прямыми линиями или плавной кривой, которая и выражает
сумму всех фракций, т. е. все 100%.
Кумулятивные кривые по сравнению с гистограммами менее
наглядны. Содержания отдельных фракций непосредственно на
них не выражаются. Для их определения надо провести неко-
торые построения. Однако по кумулятивной кривой можно оп-
ределить содержание любой фракции, даже той, которая не
выделялась прямым гранулометрическим анализом. Например,
если известно, что зерна циркона, в котором заинтересован гео-
лог, концентрируются во фракции 0,07—0,15 мм, то требуется
определить, сколько этой фракции содержится в породе. Для
этого из точек абсцисс, отвечающих границам данной искомой
фракции, восстанавливают нормали до пересечения с кумуля-
тивной кривой, и из этих точек пересечения проводят горизон-
тали до оси ординат. На последней высчитывают отвечающие
им ординаты, и из большей вычитают меньшую. Эта разность
и будет равна содержанию искомой фракции в породе, а по со-
держанию в ней циркона определяют его общие запасы. Кроме
того, потеря в конкретности оборачивается, как уже отмечалось,
выигрышем в возможности массового помещения кривых на
одну диаграмму, а это основа их сравнительного анализа.
Но особенно ценны кумулятивные диаграммы тем, что дают
возможность довольно просто, графически определять важней-
шие статистические параметры, несущие большую генетичес-
кую информацию или позволяющие получать ее: средний, или
медианный, диаметр Md (медиана), мода, или модальный диа-
метр ТИо, квартили Qi, Q3 (см. рис. 13.7, в), децили, центили
и др.
Треугольные диаграммы (см. рис. 13.8, г) применяют для
сопоставления результатов многих десятков и сотен анализов, в
чем преимущество метода. Оно не может сопровождаться еще
большим упрощением и абстрагированием анализов, которые
выражаются наиболее экономным образом — точкой. Ее поло-
жение на площади треугольника определяется тремя координа-
тами, хотя для нанесения точки достаточно двух координат;
тогда третья служит для контроля точности построения. Ис-
пользуется равносторонний треугольник, на который можно на-
нести лишь три компонента или три фракции. Поэтому многие
фракции приходится объединять. Обычная группировка — по
классам: пески — алевриты — глины (или пелиты). Когда в
породе заметно (более 5 или более 10%) содержание гравия,
можно объединить алевриты и пелиты. Для отмытых от пелита
12*
355
и алеврита песков возможно вершины треугольника отводить
разным песчаным фракциям или их небольшим группам.
Каждой вершине равностороннего треугольника отвечает
100%-е содержание соответствующей группы фракций, нулевые
содержания приходятся на противоположные стороны. Для
удобства площадь треугольника делится через 10% каждого
компонента линиями, параллельными сторонам (см. рис.
13.7, в). Для нанесения анализа откладывают сначала один
компонент, например сумму песчаных фракций. Для этого по
масштабу от противоположной «песчаной» вершине стороны на-
ходят ординату песка — линию, параллельную основанию тре-
угольника. Затем так же находят и проводят карандашом ли-
нию второй группы фракций. Точка их пересечения и будет
выражать анализ. Для проверки точности построения можно
провести линию, отвечающую содержанию третьего компонен-
та. Если она не пройдет через точку пересечения первых двух
прямых, образуется треугольник невязки, указывающий на не-
точность графического построения. Если этот треугольник не-
большой, точку берут в его центре — она и будет выражать
анализ. В противном случае приходится повторять построение.
Анализы из разных слоев, свит, фаций, формаций лучше нано-
сить разными знаками (точками, кружками, квадратами, кре-
стиками и т. д.), чтобы нагляднее можно было их сравнивать
и делать заключения о сходстве и различиях гранулометричес-
кого состава.
Треугольная диаграмма служит и классификационным целям
(см. 13.2).
13.3.3.4. Истолкование данных гранулометрического анализа.
Истолкование данных гранулометрического анализа сводится к
названию породы («песчаник», «глина», «алеврит» и т. д.), бо-
лее полной характеристике ее структуры — зернистости («круп-
нозернистый», «тонкозернистый» и т. д.) и степени сортировки
и к определению возможных способов и условий образования.
Название породы дается по обычным правилам номенкла-
туры — по преобладающей части породы или ее фракции, со-
ставляющей более 50% веса. Л. Б. Рухин (1956, 1969), Н. Н. Вер-
зилин, Н. С. Окнова (1971, 1977, 1983), Н. А. Бондаренко
(1980), Н. В. Логвиненко (1967) используют содержания в 60
и 40%, что вносит неопределенность. В название также могут
входить прилагательные, отражающие другие важные части или
фракции и даже примеси, если они интересны в каком-то от-
ношении. Например, «песчаник крупно-грубозернистый с грави-
ем (10—15%), с единичной мелкой галькой, хорошо отмытый
от алеврита и глины, среднесортированный». Этот песчаник в
основном грубозернистый, но существенна примесь и крупных
зерен (она ставится на первое место в составном прилага-
тельном) .
Сортировка породы определяется разными способами: по ви-
ду породы визуально (глазомерно), по содержанию преобла-
356
дающей фракции, по эксцессу и коэффициенту сортировки.
В основе глазомерного определения сортировки, как и других
способов, лежит содержание преобладающей фракции, что вы-
ражается в форме кривой распределения (см. рис. 3.13, в; 13.7).
Растянутые по оси абсцисс полимодальные, или многовершин-
ные (а по существу не имеющие ясно выраженных вершин)
кривые распределения, отражающие многофракционный состав-
породы, характерны для несортированных пород, наиболее яр-
кими примерами которых являются морены, пролювиальные,,
многие коллювиальные отложения и некоторые турбидиты, а
также часто туфы. В названии таких пород обычно употребля-
ется прилагательное «разнозернистый», а при условии неко-
торого преобладания одной из фракций добавляется, например,
«в основном мелкозернистый». Если это преобладание стано-
вится более заметным (преобладающей фракции — ПФ —
стандартного объема больше 40—45% и приблизительно до
50—55%), т. е. кривая распределения становится отчетливо мо-
номодальной, хотя еще и небольшой высоты, — сортировка
плохая. При возрастании сжатости и высоты кривой, т. е. при
содержании ПФ в количестве 50(55)—60(65)%, сортировка
средняя, затем (ПФ 60(65)—70(75)%) — хорошая и далее
(ПФ более 70(75)%) — весьма хорошая. Кривая распределе-
ния становится максимально сжатой и высокой, т. е. она ха-
рактеризуется наиболее высоким эксцессом (см. рис. 13.7;
13.8,е).
Статистические гранулометрические параметры получают
графически-аналитически и чисто аналитически. Первый графи-
ческий способ — наиболее простой, он имеет несколько вариан-
тов. Для однородных, одновершинных кривых распределения с
несильно растянутыми хвостами, т. е. с небольшой дисперсией
самых крупных и самых мелких фракций, удовлетворительные
результаты дает графический метод квантилей, или квартилей^
по П. Д. Траску (Trask, 1932). Мерой рассеяния, или диспер-
сии, является среднее квадратичное, или стандартное, отклоне-
ние, используемое как коэффициент сортировки So = "1/
где Qi и Qs — первая (меньшая) и третья (большая) квартили.
Первая квартиль — такой размер зерен (т. е. такая абсцисса),,
относительно которого 25% зерен имеют более мелкий размер,
а 75% — более крупный; третья квартиль, наоборот, такой
размер, относительно которого 25% зерен имеют более крупный
размер, а 75% — более мелкий. Квартили определяются по ку-
мулятивной кривой проведением из точек-ординат 25 и 75 %-го
содержания прямых, параллельных оси абсцисс до пересечения
с кумулятивной кривой, и опусканием нормалей из точек пере-
сечения на ось абсцисс. На последней и находят квартили. Та-
ким образом, коэффициент сортировки есть квадратный корень
из отношения диаметра зерен, относительно которого 1/4 имеет
357
больший размер, а 3/4 зерен — более мелкий, к диаметру, от-
носительно которого 1/4 имеет более мелкий размер, а 3/4 зе-
рен — более крупный размер, т. е. отношение большей квартили
к меньшей.
Чем меньше разница в размерах зерен, тем ближе квартили
друг к другу и к среднему диаметру Md, тем уже пик кривой
распределения и она выше, тем ближе So к единице, т. е. тем
лучше сортировка. В хорошо сортированных песках So<2, в
среднесортированных So=2—3, в плохо сортированных So>3.
В. П. Батурин (1974) отметил, что величина So меняется гео-
метрически неравномерно, и поэтому она не позволяет строго
сравнивать пески по степени сортировки. Например, если у
одного песка S0=2, а у другого So=4, то нельзя считать, что
первый отсортирован в два раза лучше, чем второй. Он реко-
мендует лучше пользоваться логарифмом So.
Средний, или медианный, диаметр (медиана) Md — тот раз-
мер, относительно которого половина зерен более мелкая, а
другая половина — более крупная (т. е. это вторая квартиль —
<?2) — сам по себе важный показатель гранулометрической
структуры породы и генетический признак, обобщенно указы-
вающий на силу или скорость течения, отложившего данный
кластолит. Поэтому определенную палеогеографическую цен-
ность представляют карты (рис. 13.9, г; Рухин, 1969, с. 495), в
изолиниях отражающие вариации Md на площади по одному
какому-то горизонту (частные фациальные карты). Медиана,
кроме того, используется для вычисления статистических па-
раметров, например коэффициента асимметрии. Медианный
диаметр, делящий всю совокупность зерен пополам (поэтому
«го нередко обозначают как Д50), иногда может ввести в за-
блуждение. Например, порода четко бимодальна, т. е. состоит
из двух популяций зерен (крупных и мелких), разделенных зо-
ной отсутствия размеров (см. рис. 13.7), т. е. является смешан-
ной, гетерогенной. Md ее приходится как раз на тот интервал,
который в породе отсутствует, т. е. иметь иррациональный
смысл. Поэтому наиболее информативен Md для сравнительно
хорошо сортированных мономодальных пород.
Мода, или модальный диаметр Мо, — диаметр наиболее ча-
сто встречающихся зерен — может определяться тремя спосо-
бами: 1) нахождением наиболее крутых участков кумулятив-
ной кривой, построенной в полулогарифмическом масштабе
(ось ординат дается в арифметическом масштабе), или, что
практически то же самое, нахождением размера зерен на пике
частотной кривой распределения (например, построенной по
диаграмме столбиков; см. рис. 13.7); 2) математическим вычис-
лением (Урбах, 1963); 3) использованием по возможности узко-
го (1/2Ф или 1/4Ф) интервала размерности, и последовательным
передвижением по кривой распределения находят его наиболь-
.шее значение — максимальное процентное содержание; тогда в
этом гранулометрическом интервале и находится мода.
358
a
5
мо,
цво-
070-
ООО-
• 1
°2
*0
О 1 । । । "| 1,1 ।
-ю 0 1,0 2,0 3,0 w 5,0 6,0 7,0 8,0 А
Рис. 13.9. Генетические диаграммы по данным гранулометрических анали-
зов и их статистической обработки (а—е) и карта (г) распределения сред-
него диаметра {Md, мм), стрелки показывают направления разноса терри-
генного материала:
а — по Л. Б. Рухину (1947, 1969, с. 491), с упрощением; поля песков: 1 —
рек и течений; 2 — пляжей, в том числе и речных, т. е. всех обстановок с
колебательными движениями воды; 3 — донных течений при слабых коле-
бательных движениях воды; 4 — эоловых (условно); Md — медиана, о —
коэффициент сортировки в логарифмическом масштабе; заштриховано поле
неоднородности; б — по Дж. Фридману (Friedman, 1967): Md — медиана,
А — асимметрия; пески: 1 — дюнные, 2 — прибрежные океанические, 3 —
прибрежные озерные; в — по р. Пассега (Passega, 1957, 1964 и др.), Md —
средний диаметр, С — максимальный диаметр, отвечающий 99%-му центи-
лю; 1, 4, 5 — реки и другие течения; 1 — пелагическая суспензия, 2 — од-
нородная суспензия, 3 — пелагическая взвесь — неоднородная, градацион-
ная суспензия, отложения спокойной воды; 4 — придонное перемещение;
5 — фракционированная взвесь; 6 — суспензионные течения, 7 — осадки
пляжа, Со — максимальный диаметр зерен, переносимых во фракциониро-
ванной суспензии
Коэффициент асимметрии, или просто асимметрия SK, —
мера скошенности кривой распределения и положения этой
скошенности — определяется по формуле П. Д. Траска SK =
Q3Q1
=------, т. е. является частным от деления произведения третьей
Md
и первой квартилей на квадрат среднего диаметра. Если
отклонение (.и скошенность) от нормального, симметричного
распределения влево, т. е. в сторону более крупных размеров
(см. рис. 13.7), асимметрию условились называть отрицатель-
ной, а при противоположном отклонении, т. е. в сторону тонких
фракций, — положительной. Иначе, если SK>0, то в осадке пре-
обладает мелкая фракция (M0>Afd), а при SK<0 преобладает
крупная фракция У. К. Крумбейн (1938) предложил
другую формулу: ShQ = F QiQ3/A4i; связь с SK простая:
l/21gSK=lgS^.
Эксцесс Ек — мера островершинности, или «крутости», кри-
вой распределения — определяется по формуле
jp Q3 — Qi
К~ 2(Р90-Р10) ’
где Pq0 и Рю — персентили (или децили) — диаметры Jre-
рен, по которым определяются хвосты суммарной кривой, при-
чем Рм>Рю (см. рис. 13.7,г). Р. Фолк и У. Уорд (Folk, Ward,
1957) предложили следующие градации для эксцесса: <0,67 —
сильно плосковершинные кривые распределения; 0,67—0,90 —
плосковершинные; 0,90—1,11 — нормальные (отвечают нор-
мальному распределению); 1,11 —1,50 — слабосжатые (слабо-
островершинные); 1,50—3,0 — средне (или сильно)сжатые
(среднеостровершинные) и >3,0 — очень сильно сжатые (силь-
ноостровершинные). Легко заметить, что величина эксцесса
может быть мерой сортировки, возрастающей в этом ряду.
Для многих или большинства песков метод П. Д. Траска,
вовлекающий в обработку только половину распределения (от
25 до 75%-х ординат) и совершенно не учитывающий самые
информативные в генетическом отношении фланги (хвосты)
спектра — самые крупные и самые тонкие фракции, в сумме
составляющие, половину распределения, оказывается грубым и
недостаточно точным. Поэтому Р. Фолк и У. Уорд (Folk, Ward,
1957) разработали графические способы определения большего
числа параметров с вовлечением в обработку почти всего гра-
нулометрического спектра породы, т. е. практически всю куму-
лятивную кривую (от 5 до 95%-х) ординат. В результате по-
лучается не только более полная картина распределения зерен
по размерам, но и точнее определяются основные грануломет-
рические коэффициенты статистики.
Средний диаметр (ГСД — графический средний диаметр)
определяется не по одной точке (50%-й ординате), как эта
360
имеет место в методе П. Д. Траска, а по большей части грану-
Л ТГ' ГТ Ф16 ~Ь Ф5О + ®84
лометрического спектра, ибо ГСД=—£!, т. е. опре-
3
деляется по трем точкам кривой.
ГСД используется также в классификационных целях:
ГСД, мм Ф Название гранулотипа
2—1 —1 до 0,0 песок грубозернистый
1—0,5 0,0—1,0 « крупнозернистый
0,5—0,25 1,0—2,0 « среднезернистый
0,25—0,125 2,0—3,0 « мелкозернистый
0,125—0,063 3,0—4,0 « тонкозернистый
Графическое стандартное отклонение (ГСО) вычисляется по
формуле ГСО = ——— Н - б " Как видно из нее, стан-
дартное отклонение, по Р. Фолку и У. Уорду, определяется по
четырем точкам, т. е. практически по всей кривой. Поэтому оно
становится более точным показателем сортировки, градации ко-
торой следующие:
менее 0,35 Ф — сортировка очень хорошая
0,35—0,50 — « хорошая
0,50—0,71 — « довольно хорошая
0,71—1,0 — « средняя (умеренная)
1,0—2,0 — « плохая
2,0—4,0 — « очень плохая
более 4,0 — « отсутствует
Графическая асимметрия (ГАС) вычисляется по формуле
ГДС ®16 4~ ®84 2Ф50 . Ф5 + Фэ5 —- 2Ф50
2 (Фв4 ®ie) 2 (Ф95 Ф5)
По ГАС различают следующие градации (табл. 13.7).
Таблица 13.7
^Значения графической асимметрии
ГАС Распределение Асимметрия
0,0 4-0,1 0,1 +0,1 — +0,3 +0,3 [-1,0 —0,1 0,3 —0,3 1,0 симметричное почти симметричное скошенное в тонкой части сильно скошенное в тонкой части скошенное в грубой части сильно скошенное в грубой части отсутствует слабая положительная сильно положительная отрицательная сильно отрицательная
Графический эксцесс (ГЭК) фактически выражает отноше-
ние сортировки в крайних концах кривой распределения (т. е.
в ее хвостах) к сортировке в ее центральной части. Он опреде-
ляется по формуле 1[ГЭК = ——— , т. е. по четырем
J u 2,44 (Ф76-Ф25)
точкам, расположенным по всей кривой.
361
Из аналитических методов у нас в литологии применяется
метод центральных моментов (Рухин, 1969; Рожков,
Трофимова, 1968; и др.), позволяющий использовать ЭВМ. Но
он применим лишь к не слишком сложным кривым распределе-
ния, имеющим один максимум (т. е. одномодальным) и уме-
ренную асимметрию. Они могут быть описаны довольно полно
первыми четырьмя моментами распределения:
at — х = 0,01 S/x; a2 = 0,01S/(x—х)2; а3 = 0,012/(х—х)3
и
а4 = 0,01 2/(х—х)4,
где f — частота встречи или содержание (в %) различных
значений х, или фракций; х — среднее арифметическое
.значение х.
По этим моментам определяются основные параметры рас-
пределения: 1) среднее арифметическое, или средний диаметр
зерен: х=си; 2) стандартное отклонение — мера сортировки
о = ]/а2 = У(х2—х2); 3) коэффициент асимметрии К
<?з »
.для симметричной кривой аз = 0; 4) эксцесс Е=а4/о4—3. Для
нормальной кривой распределения (отвечающей кривой Гаус-
са) е—0 (Рухин, 1969, с. 487).
М. Ф. Лотфи (1984), сравнивавший графический метод с
методом моментов, пришел к выводу о меньшей (по некоторым
параметрам в 2 раза) точности последнего, что, в частности,
объясняется эффектом группирования и эффектом «выхода»
(потери) распределения. Первый проявляется при малофрак-
ционных ситовых анализах, а второй — в случае большого со-
держания тонких, алевропелитовых фракций, часто остающихся
неразделенными после прохода через самое тонкое сито.
Генетическое истолкование гранулометрических анализов и
статистических коэффициентов и параметров многосторонне и
начинается уже с визуального определения зернистости и сор-
тировки. По степени сортировки, например, судят о длительно-
сти динамической (эоловой или водной) обработки материала,
в процессе которой обломочные осадки стремятся стать моно-
фракционными, а их кривые распределения становятся все бо-
лее сжатыми и высокими (см. рис. 13.7; 13.8, д). Наоборот, би-
или полимодальные кривые указывают на смешение материала
из разных источников (см. рис. 13.7, л) , или отсутствие перера-
ботки (см. рис. 13.7, д). По величине обломков, в частности по
величине Md, можно ориентироваться в силе или скорости по-
тока или ветра и фациальном плане горизонта (см. рис. 13.10,г).
В настоящее время, однако, предложены более сложные спо-
собы получения генетической информации, извлекаемой из ге-
нетических диаграмм, кумулятивных кривых, статистических
параметров.
362
Одним из распространенных методов определения способов
переноса зерен песков стала кумулятивная кривая Г. С. Више-
ра (Visher, 1969), которая строится в двойном логарифмичес-
ком масштабе, т. е. на ось ординат наносится логвероятностная
шкала (см. рис. 13.7,г). На этой кривой более четко выделя-
ются ее отрезки, в основном отвечающие популяциям зерен,
различающимся способом переноса: 1 — популяция волочения и
перекатывания; 2 и 3 — популяция сальтации и 4 — популяция
взвеси; 5 — граница намытых и смытых зерен внутри популя-.
ции сальтации (зона заплеска); 6 — зона смешения популяций
перекатывания и сальтации (около 2Ф; т. е. около 0,25—0,3 мм);
7 — крайняя справа точка мелкозернистого материала (около
0,1 мм), одновременно наиболее крупные взвешенные частицы,
переносимые наиболее распространенными потоками. Однако
нередко этот порог снижается до 0,04 мм и меньше. Это зави-
сит не только от скорости потока и других гидродинамических
характеристик, но и от нагруженности, плотности потока. Есте-
ственно, в реальных песках встречаются разные популяции,
что отражает сложный механизм транспортировки обломочного
материала природными потоками. Наклон отрезков кривой
отражает степень неотсортиройанности.
Безразмерный параметр асимметрии дает относительную
оценку энергетических уровней живых сил среды осадконакоп-
ления, и корреляция их прямая: положительные значения
указывают на высокие энергетические уровни, активную
аэро- и гидродинамику, а отрицательные — на низкие, стре-
мящиеся к тиховодным условиям. Г. Ф. Рожков при карти-
ровании параметра асимметрии по современным осадкам Риж-
ского залива показал, что изолиния нулевого значения совпа-
дает с изобатой —20 м, разделяющей зону волнового воздей-
ствия на дно и донных дрейфовых течений от тиховодной зоны
со слабыми градиентными течениями (отрицательные зна-
чения) ..
Положительные значения эксцесса указывают на стабильную
активную гидродинамику или на действие мощных сил в тече-
ние недлительного времени, а отрицательные — на нестабиль-
ность живых сил или на их вялость, а также на массовое, ча-
сто лавинное поступление обломочного материала, который не-
способны переработать динамически живые силы среды.
Генетические диаграммы на основе парной корреляции мно-
гочисленны. Одной из первых была диаграмма Л. Б. Рухина
(1947): в прямоугольной системе координат автор использовал
коэффициент сортировки (ось абсцисс) и средний диаметр, т. е.
диаграмма Кс—(см. рис. 13.9,а). Она, как и многие другие
диаграммы, построена на материалах изучения современных
песков разных генетических типов. Хотя диаграмма подверга-
лась критике, она все же полезна. Ее недостатки — перекры-
тия некоторых полей, т. е. нечеткое разделение отдельных гено-
типов песков, — присущи всем диаграммам, и универсальной
363
диаграммы, пригодной для всех генетических типов, нет.
Р. Фолк и У. Уорд вообще считают Md, определенный методом
квартилей, малоинформативным параметром. В. Т. Биккенин и
Г. Ф. Рожков (1982), проанализировав с помощью массовых
проб из отложений различных генетических типов, пришли к
выводу, что все диаграммы скорее дополняют друг друга, чем
исключают.
С. С. Мейсон и Р. Л. Фолк (Mason, Folk, 1958) предложили
диаграмму «асимметрия — эксцесс» для разделения песков
пляжа и дюн прибрежных и внутриконтинентальных, а Р. Мой-
ола и Д. Везер (Moiola, Weiser, 1968) улучшили разбивку полей
этой диаграммы, что сделало ее более точной. Диаграммы
Дж. Фридмана (Friedman, 1961, 1967) «медиана — асимметрия»
(см. Рухин, 1969, с. 493) и «стандартное отклонение — асиммет-
рия» еще лучше позволяют отличать пески пляжа от других
динамических генетических типов отложений (см. рис. 13.9,6),
как это показал М. Ф. Лотфи (1964) на примере дельты Нила,
а диаграмма Фридмана «стандартное отклонение — медиана»
для разделения речных и дюнных песков имеет несколько боль-
шее поле перекрытия (см. Рухин, 1969, с. 492). Дж. Р. Стьюорт
(Stewart, 1958) использовал диаграммы «медиана — асиммет-
рия» и «стандартное отклонение — медиана». Вторая диаграм-
ма более полно разделяла речные пески от прибрежно-морских.
Широкое применение получили диаграммы «максимальный
размер С — медиана Mdy> Р. Пассега (Passega, 1957, 1964; рис.
13.9, в) и усовершенствованная диаграмма Р. Пассега и Р. Бай-
рамджи (Passega, Byramjee, 1969), сокращенно называемая
«диаграммой С—М». Проверка ее М. Ф. Лотфи на песках дель-
ты Нила показала удовлетворительные результаты.
Таблица 13.8
Разделение песков по генезису (Н. Г. Боровко, 1962;
Боровко, Боровко, 1967)
Пески Сортировка Асимметрия Эксцесс
Эоловые 0,5—0,7 0—1,6 (_2)_(+2)
Морские 0,3—0,7 (—0,5)—(—3) 0—20
Речные 0,4—1,1 0—1,6 0—5
У нас в стране наиболее разработаны генетические диа-
граммы Н. Г. Боровко (1962; Боровко, Боровко, 1967, 1978, см.
также Рухин, 1969, с. 494) и Г. Ф. Рожкова (1976, 1978—1980
и др.; Рожков, Трофимова, 1968; Биккенин, Рожков, 1982). Пер-
вая основана на трех параметрах (по шкале Ф): асимметрии,
коэффициента сортировки и эксцесса. Их различия сведены в
табл. 13.8. Так, если морские и эоловые пески близки по стан-
дартному отклонению (=сортировке), то они резко различа-
ются асимметрией и эксцессом. С другой стороны, речные пески
364
по асимметрии близки к эоловым, но заметно отличаются по
сортировке и эксцессу. Речные и эоловые хорошо отличаются
от морских с отрицательной асимметрией. Между собой речные
и эоловые пески, имеющие положительную асимметрию, разли-
чаются величиной и знаком эксцесса: эоловые характеризуются
малыми значениями эксцесса (по другой шкале — преимуще-
ственно отрицательными), речные — положительными невысо-
кими, а морские — чаще всего высокими положительными зна-
чениями эксцесса.
Диаграмма Г. Ф. Рожкова (1986) «асимметрия — эксцесс»
(а—т) по данным косвенного счета, как показала ее проверка
М. Ф. Лотфи и М. А. Рашеда (1991), обладает, может быть,
наибольшей (но не абсолютной) «разрешающей силой» для
разделения песков разного генезиса: шельфовых флювиальных
и застойных участков, прибрежных прибойных и флювиальных,
речных и эоловых. Кроме того, рекомендуется для сравнения
отсортированности разных по крупности осадков пользоваться
безразмерным (как и а и т) коэффициентом вариации v=a/x,
где о' — стандартное отклонение, ах — средний размер зерен.
Для определения генетического типа песков Б. К.. Саху
(Sahu, 1964) предложил четыре дискриминантных уравнения,
которые дали удовлетворительные результаты при разделении
эоловых, морских пляжевых, мелководно-морских, речных и
суспензионных (мутьевые потоки) песков:
У —3,5688 ГСД + 3,7016 ГСО2—2,0766 ГАС + 3,1135 ГЭК,
эоловые пески < —2,74 < пески пляжа
У2=15,6534 ГСД + 65,7091 ГСО2+18,1071 ГАС + 18,5043 ГЭК,
пески пляжа <65,3650 <мелководно-морские пески
У3=—0,2852 ГСД —8,7604 ГСО2 —4,8932 ГАС + 0,0482 ГЭК,
речные пески < —7,419 < мелководно-морские пески
У4=0,7215 ГСД —0,4032 ГСО2+6,7322 ГАС +5,2927 ГЭК,
отложения мутьевых потоков <9,8433 < речные пески
Ограниченность метода дискриминантных уравнений связана
с недостаточной разрешающей их способностью и с необходи-
мостью заранее знать альтернативный генезис противопоставля-
емых по происхождению песков.
Подводя итог анализу генетических диаграмм и уравнений
в гранулометрии, следует отметить, что они дают различную
генетическую вероятность, и разные по происхождению пески
распознаются на них с разной достоверностью. Приходится со-
гласиться с В. Т. Биккениным и Г. Ф. Рожковым (1982), что
статистические параметры не могут отразить все многообразие
гранулометрических типов осадков и факторов, участвующих в
их накоплении, и что формирование многих типов песков сход-
но в динамическом отношении. Кроме того, на гранулометри-
ческий тип данного отложения часто решающее влияние оказы-
365
вает унаследованность гранулометрии от прежних осадков
(например, речных, пролювиальных, морских пляжевых для
эоловых или речных для морских), черты которых не всегда
стираются при недостаточной переработке новыми агентами.
Однако все это не означает полного отказа от генетических диа-
грамм как от метода. В геологии вообще не существует уни-
версального метода генетического анализа, и поэтому методы
генетических диаграмм и дискриминантных уравнений следует
и дальше разрабатывать и применять в комплексе с текстур-
ным, геохимическим и другими видами генетического анализа.
13.3.4. ИЗУЧЕНИЕ ПОД БИНОКУЛЯРОМ
Изучение под бинокуляром, с одной стороны, продолжает
макроскопическое описание и структурный анализ (изучение
формы зерен, их поверхности и т. д.; см. гл. 1.3.1), а с другой —
начинает минералогический анализ. Под бинокуляром можно»
просматривать всю породу — и тогда это комплексное изучение,
как и визуальное и микроскопическое в шлифах. Под биноку-
лярным микроскопом объект увеличивается в десятки раз, т. е.
намного больше простой лупы, хотя, в сущности, изучение оста-
ется таким же «полумикроскопическим». Полезно просмотреть
породу под бинокуляром и до проведения гранулометрического
анализа, чтобы более правильно составить план и тактику по-
следнего (например, удалять или не удалять карбонатные и
другие нестойкие аутигенные компоненты). Однако бинокуляр
просто необходим для детального минералогического анализа
выделенных крупных гранулометрических фракций (особенно
крупнее 0,25 мм), которые из-за большой толщины зерен (в
10 раз и более толще шлифа) трудно изучать в иммерсионных
препаратах (под микроскопом многие зерна становятся непро-
зрачными).
Под бинокуляром просматривают все гранулометрические
фракции и при необходимости их описывают полно, с зарисов-
ками, по следующей схеме: 1) размер фракции и ее название:
например, «крупный гравий» (10—5 мм); 2) характер поверх-
ности зерен: чистая она или загрязнена пленками, мешающими
определять минералы; гладкая, полированная или шероховатая,
матовая, с царапинами, корродированная; 3) форма зерен, пре-
жде всего по степени окатанности; иногда важно отметить
степень изометричности, уплощенности (у литокластов) и дру-
гие особенности; 4) минералого-петрографический состав; опре-
деляют тип фракции (мономинеральная, олигомиктовая, поли-
миктовая и т. д.), перечисляют компоненты (от главных к вто-
ростепенным) и их описывают; описание каждого минерального
вида или разновидности включает помимо названия его содер-
жание, цвет, форму, другие диагностические признаки, вторич-
ные изменения, включения, а описание литокластов и биоклас-
тов — структуру, текстуру, крепость, состав.
366
При описании надо всегда иметь в виду возможный генезис
и в соответствии с этим обращать внимание на все стороны,,
могущие пролить свет на происхождение, подтвердить или оп-
ровергнуть рабочую генетическую гипотезу. Так, любой компо-
нент или свойство должны быть оценены по степени однород-
ности, например по окатанности, выветрелости, включениям
и т. д. Установление неоднородности свидетельствует о разных
источниках компонентов, и эти источники желательно найти.
Можно внести количественный критерий при оценке однородно-
сти, например окатанности. Для этого надо пользоваться до-
статочно детальной шкалой окатанности (как минимум пяти-
балльной) и по оси абсцисс отложить эти градации или клас-
сы, а по оси ординат — содержание зерен каждого класса
окатанности (см. рис. 13.4, а). Просчитав подряд до 100 зерен
(чем больше, тем точнее) и отложив количество зерен каждого
класса, получим гистограмму или кривую распределения зерен
по окатанности (для этого надо соединить концы ординат плав-
ной кривой). Если кривая одновершинная и сжата с боков —
фракция однородна, если двувершинна — разнородна, т. е.
смешана из материала разных источников.
Для точности оценки окатанности, а также для подсчета со-
держания минералов и других компонентов лучше смотреть не
кучку зерен, а распределить их (иглой или кисточкой) в «до-
рожки» по одному зерну. Работать можно на прозрачном стек-
ле на просвет, но лучше — на непрозрачном (белом или чер-
ном) столике в отраженном свете.
Описав, зарисовав и подсчитав несколько фракций, необхо-
димо их сравнить между собой (чем они сходны и чем отлича-
ются) и выявить закономерность изменения состава, окатанно-
сти и, может быть, других свойств по фракциям, т. е. в связи
с размером. Например, если окажется, что мелкопесчаная
фракция по составу чисто кварцевая, по окатанности неодно-
родна (состоит из примерно равных по количеству окатанных
и неокатанных зерен), то в каком направлении — в сторону
крупных или мелких фракций — увеличивается или уменьша-
ется окатанная подфракция? Это позволит связать в единую ге-
нетическую группу зерна разных размеров и отделить их от-
других генетических групп. Для этих групп легче искать их
источник и питающие провинции.
Примеры описания и сравнения фракций под бинокуляром
даны в руководстве В. Т. Фролова (1964, с. 137—139). На тре-
угольной диаграмме (см. рис. 13.4) сравнивают литотипы по
окатанности.
13.3.5. ГРАВИТАЦИОННАЯ И МАГНИТНАЯ
СЕПАРАЦИЯ ПЕСКОВ
Разделение рыхлых песков или протолочек по удельному ве-
су, магнитности, электромагнитности и другим физическим
свойствам в основном подготавливает материал — фракции —
367
П. П. Авдусину и В. П. Батурину (1930), из Преображенского и Саркисяна
(1954, с. 66—67)
для собственно минералогического анализа, хотя это и начало
последнего. Сепарация, в частности, концентрирует редкие ми-
нералы в целях их более полного изучения (например, иммер-
сионным методом или химическим анализом).
13.3.5.1. Разделение тяжелыми жидкостями — это флотация:
одна часть породы — легкая фракция — всплывает над жид-
костью, а другая — тяжелая фракция — тонет. Поскольку в
обломочных породах резко преобладают легкие минералы с
удельными весами <2,65—2,75, то этим делением осуществля-
ется концентрация акцессорных минералов (их содержание
обычно < 1 %), достаточная для изучения и статистического
подсчета. Выбор жидкости определяется задачами исследова-
ния и условиями разделения. По таблицам удельных весов ми-
368
нералов и рис. 13.10 выбирают необходимый граничный удель-
ный вес в зависимости от того, какие минералы необходимо
перевести в тяжелую фракцию. Обычно используют бромоформ
СНВгз (уд. вес 2,85—2,90) или жидкость Туле HgI2-KI (уд. вес
3,17—3,19). Бромоформ бесцветный, химически нейтральный,
легко фильтруется, но летучий (поэтому работать надо под
тягой), с сильным запахом, легко разлагается на свету (надо
держать в темноте) и не смешивается с водой (поэтому промы-
вают фракции спиртом, бензолом или эфиром, в которых он
растворяется). Работать надо в закрытых стеклянных воронках.
Жидкость Туле, наоборот, не летучая (можно работать в от-
крытых воронках не под тягой), растворяется в воде (легко
промывать и разбавлять до нужного удельного веса), но мед-
ленно фильтруется и ядовита, разлагает органические вещест-
ва, воздействует на металлы, сульфиды, минералы глин. Ис-
ключается применение резиновых отводов воронок.
> Описание других тяжелых жидкостей и твердых веществ,
применяемых для тех же целей, можно найти в руководствах
13 Зак. 357
369
(Преображенский, Саркисян, 1954; Логвиненко, 1957, 1962, 1984
и др.; Чуева, 1954; Захарова, 1980; Копченова, 1951; Ложкин,
1962; и др.).
Для шлихового анализа разделению тяжелыми жидкостями
подвергаются фракции 0,25—0,5 мм и крупнее, определяющиеся
в основном в отраженном свете под бинокуляром. Если изуче-
ние проводится иммерсионным методом, т. е. под микроскопом
в проходящем свете, выбирают тонкие фракции,.соизмеримые с
толщиной шлифа, т. е. 0,1—0,05 мм, а также 0,05—0,01 и 0,1—
0,25 мм. Эти фракции, особенно первая из них, одновременно и
наиболее богаты минералами, что делает их ценными литоло-
гическими документами.
Время операции разделения зависит от величины зерна и
контрастности различий в удельных весах тяжелых акцессор-
ных и легких породообразующих минералов. Для песчаных
фракций оно равняется нескольким часам (до 6—12 ч), а для
фракции 0,05—0,01 мм — до 24 ч. Поэтому для ускорения раз-
деления иногда применяют центрифуги или сепаратор Мошева,
(Рухин, 1969, с. 500), позволяющий получать тяжелую фрак-
цию в количестве до десятков граммов.
Величина навески определяется из того расчета, что слой
легкой фракции, всплывающей на поверхности жидкости, не
должен превышать 1 мм (тогда практически все зерна тяжелых
минералов из него выделятся и опустятся на дно), т. е. лими-
тируется сечением (диаметром) делительной воронки. В зави-
симости от ее диаметра она варьирует от 2 до 15—20 г.
Процедура разделения проста. В закрепленную на штативе
воронку, предварительно проверенную на непротекаемость, на-
ливают немного выбранной тяжелой жидкости, засыпают навес-
ку, доливают жидкость и закрывают притертой пробкой. Иног-
да воронку снимают и встряхивают или несколько раз перево-
рачивают для лучшего разделения на фракции. После
разделения — а это видно по прозрачности жидкости (в неопре-
деленном положении могут быть лишь единичные слюды или
другие минералы близкого жидкости удельного веса) — выни-
мают верхнюю пробку, поворачивают кран в нижнем конце во-
ронки (или открывают зажим) и сливают тяжелую фракцию на
фильтр в воронке с колбой. Закрыв кран, подставляют другую
воронку с фильтром, на который сливают легкую фракцию.
Тяжелую жидкость собирают для последующего применения, а
фракции промывают, высушивают в сушильном шкафу, взвеши-
вают, помещают в пакеты. Легкую фракцию обычно не собира-
ют, а выбрасывают, так как ее можно изучать из специальной
навески без разделения на тяжелую и легкую подфракции.
13.3.5.2. Магнитное разделение минералов производится
обычным магнитом или электромагнитами для облегчения ми-
нералогического анализа и накопления магнитных минералов —
магнетита, титаномагнетита, пирротина, самородного железа и
других железосодержащих. На полюса магнита надевают кол-
370
пачки из папиросной бумаги и ими прикасаются к тяжелой
фракции, насыпанной на стекло, или проводят на некотором
расстоянии от фракции. Приставшие зерна собирают на другой
бумаге. Операцию повторяют несколько раз.
Немагнитную часть тяжелой фракции дальше разделяют
электромагнитом на несколько подфракций, в зависимости от
силы тока. Применяют и многополюсные постоянные магниты,
также позволяющие получать несколько подфракций, а остав-
шуюся неразделенную часть можно еще пропустить через элек-
тромагнит.
13.3.6. ИММЕРСИОННЫЙ МЕТОД
Иммерсионный метод — один из основных при изучении об-
ломочных пород. Хотя методика изучения минералов в иммер-
сионных препаратах общая (см. гл. 1), но имеются и особенно-
сти. Одна из них определяется невозможностью подобрать жид-
кости к показателям преломления многих высокопреломляющих
минералов (циркон, сфен, рутил, пироксены и др.), не говоря
уже о рудных непрозрачных. Поэтому необходимо научиться
глазомерно оценивать с достаточной точностью преломление та-
ких минералов. Вторая особенность заключается в необходимо-
сти более пристального изучения формы минералов как для их
диагностики, так и для определения источников сноса и ха-
рактеристики переноса. Обломочные минералы, будучи разоб-
щенными в путях миграции, более полно проявляют свои фи-
зические и кристаллографические свойства (твердость, наличие
или отсутствие спайности, химическую стойкость и др.), и это
отражается прежде всего на их форме — окатанности, изломе,
а также на поверхности зерен. Наконец, в качестве особенно-
сти можно упомянуть более частое и последовательное приме-
нение подсчета для установления объективных количественных
соотношений минералов, что необходимо как в классификаци-
онных целях (по породообразующим минералам), так и для
стратиграфического расчленения отложений и определения пи-
тающих провинций и источников сноса (по акцессорным и по-
родообразующим минералам).
Легкую фракцию изучают в жидкости с показателем пре-
ломления канадского бальзама (1,535 или 1,540) или равным
показателю преломления кварца (1,544 или 1,553). Описывают,
зарисовывают и подсчитывают минералы в одной жидкости и
лишь при необходимости подбирают по показателю преломле-
ния для уточнения минерала: кварца, альбита, других плагио-
клазов, калишпатов, мусковита. Для более точного определения
минерала слегка смоченной на конце иглой извлекают его зер-
но, переносят на другое предметное стекло и изучают в разных
жидкостях.
Тяжелая фракция более разнообразна минералами (их ча-
сто насчитывается до нескольких десятков), и для их определе-
ния важны не только оптические и кристаллографические кон-
13*
371
станты, но и внешние признаки — цвет, оттенки в отраженном
свете, очертания, трещины, характер окатывания, а также
включения и т. д. Ценны и индивидуальные особенности зерен.
Показатель преломления определяется сравнением по рельефу
с известными минералами или минералами, легче определимы-
ми (турмалин, биотит, апатит, циркон и т. д.). При сравнении
их рельефов вносят поправку на толщину зерен. При навыке
и знании нескольких минералов (а их показатели преломления
можно узнать в справочнике или определителе) точность опре-
деления может быть до 0,01. Так же оценивается и двупрелом-
ление, поскольку в толстых зернах оно завышается (по цветам
интерференции) в 2—3 раза. Для более точной глазомерной
оценки показателей преломления лучше препараты готовить с
жидкостью с показателем преломления около 1,600 — это близ-
ко к преломлению апатита, турмалина, мусковита и «делит»
все минералы на легкие и тяжелые: первые, случайно попавшие
в тяжелую фракцию, иногда ее сильно загрязняющие (до 20—
30%, например, кварц), имеют отрицательный рельеф (их по-
казатели преломления ниже жидкости), а все тяжелые имеют
более высокий показатель преломления. Можно брать и еще'
более преломляющие жидкости (например, с м=1,7).
Следует иметь в виду, что минералы тяжелой фракции при
встряхивании в бюксе или пакете легко сортируются по удель-
ному весу, и поэтому при взятии очередной порции фракцию
надо перемешивать перекатыванием, квартовать и брать сред-
нюю пробу сдвиганием. На предметном стекле излишек зерен
также надо сдвигать, а не ссыпать. Покрыв фракцию стеклом,
следует рассредоточить зерна (круговыми движениями покров-
ного стекла под пальцем), чтобы они не закрывали друг друга
при изучении и подсчете.
Когда препарат приготовлен, его бегло просматривают, оце-
нивают состав, намечают минералогические виды (в том числе
и неизвестные), а затем начинают определять, зарисовывая и
описывая минералы. Всегда надо начинать с уже известных
или легче определимых: цветных, плеохроичных или замеча-
тельных по форме и другим признакам (гранат, турмалин, эпи-
дот, ставролит, рутил, циркон, кианит, амфиболы, апатит);
После них легче определять другие бесцветные и менее харак-
терные минералы. Рудные минералы изучают в отраженном
свете, с оценкой их магнитности (к препарату подносят подко-
вообразный магнит и замечают «реагирующие» на него зерна).
Однако крупные магнитные зерна, прижатые стеклом, могут не
реагировать на магнит и ошибочно причисляются к ильмениту.
После изучения и описания фракции производят количест-
венный анализ на базе подсчета. Для получения объективных, а
не случайных данных о содержании минералов необходимо
просчитать подряд, без пропуска, не менее 300 зерен. Увели-
чение числа просчитываемых зерен существенно не увеличивает
точность подсчета.
372
Перед подсчетом необходимо выписать в столбик все мине-
ралы фракции. В список можно включить и неопределимые ми-
нералы. Однацо, если их окажется свыше 5—10%, это заметно
обесценит данные по другим минералам. Поэтому надо стре-
миться определить как можно больше минералов, чтобы свести
к минимуму группу неопределимых.
При подсчете препарат передвигают рукой или препарато-
водителем, укрепленным на столике микроскопа. Во избежание
перекатывания и плавания зерен столик должен быть гори-
зонтальным. Начинают подсчет с края препарата. Считают по
четвертям поля зрения или, когда мало зерен, сразу по всему
полю зрения, и против каждого минерала записывают число его
зерен, попавших в поле зрения. Если для определения зерна
нужно повернуть столик, по двум зернам — одному в центре,
другому — на одной из нитей окуляра, запоминают положе-
ние столика, чтобы затем снова привести его в прежнее поло-
жение.
Закончив подсчет одного поля зрения и заметив крайние зер-
на, препарат передвигают на соседний участок, пропуская ка-
кую-то часть зерен из-за неконформности круглых полей зре-
ния. Если по одной линии подсчета не наберется сумма в
300 зерен, подсчет ведут по параллельной. Чтобы не сбиться с
пути и не просчитывать снова уже посчитанные зерна первой
линии, на шлифе стеклографом проводят параллельные линии
на расстоянии диаметра поля зрения — и по ним ведут подсчет.
Если в одном препарате не хватает нужного количества зерен,
подсчет продолжают во втором или третьем препарате, пока
общее число зерен не достигнет 300. После этого зерна сумми-
руют по минералам, находят общую сумму (она обычно быва-
ет больше 300) и, приняв ее за 100%, вычисляют процентное
содержание каждого минерала.
Далее следуют графическая обработка и интерпретация
данных анализа: определение по преобладающим минералам
(например, с порога 10%) типа и названия фракции (например,
«ставролит-дистен-гранат-амфибол-ильменитовая» — в порядке
возрастания содержания), степени ее однородности и степени
зрелости (отношение стойких к нестойким), построение диа-
грамм, например гистограмм или циклограмм. По тяжелой
фракции, особенно вместе с данными изучения легкой фракции,
составляют представление о петрофонде, т. е. о породах, послу-
живших источником терригенных минералов, о питающей про-
винции. Но для более полного представления о ней необходимы
массовые анализы, позволяющие оконтурить терригенно-мине-
ралогические провинции (см. гл. 4), а по ним — питающие
провинции. Изучение изменений комплекса терригенных мине-
ралов по разрезу позволяет наметить стратиграфические кри-
терии расчленения отложений и изобразить приколоночными
кривыми или другими способами (гистограммами, циклограм-
мами и т. д.).
373
13.4. МИНЕРАЛОГИЧЕСКИЙ И ХИМИЧЕСКИЙ СОСТАВ
По своей природе — неравновесности состава (за некоторым
исключением) и смешанности — обломочные породы характе-
ризуются разнообразным минералогическим и химическим со-
ставом.
13.4.1. МИНЕРАЛОГИЧЕСКИЙ СОСТАВ
Обломочные породы сложены кварцем и кристалло-, витро-
и литокластами силикатов (см. 13.2). Однако, если учитывать
вторую фазу кластолитов — цемент, кластолиты включают поч-
ти все аутигенные минералы, что еще более усложняет их ми-
неральный состав и увеличивает их гетерогенность и минерало-
гическую, химическую и термодинамическую неравновесность.
В гранулометрическом ряду кластолитов минеральный состав
меняется на границе 2—5 мм. Более крупные кластолиты сло-
жены только литокластами, а более мелкие помимо обломков
пород имеют в своем составе и кристаллокласты, часто нацело
слагающие песчаники. Состав литокластов, как грубообломоч-
ных пород — псефитов, так и песчаников и алевролитов, пере-
числить невозможно: это все силикатные и кварцевые, точнее,
кремневые породы. Можно назвать только крупные группы ли-
токластов: интрузивные и эффузивные магматические, метамор-
фические и большинство осадочных (обломочные, глинистые,
кремневые). Соотношение их в составе кластолитов в целом оп-
ределяется их кларком в земной коре, петрофондом конкретных
питающих провинций, а также длительностью пребывания в зо-
не осадкообразования.
При химическом выветривании происходит естественный от-
бор стойких компонентов: разложение и исчезновение темно-
цветных и других нестойких эндогенных минералов и пород,
накопление самых стойких — кварца, кварцитов, что называ-
ется химическим вызреванием обломочного материала. На
разных стадиях химической зрелости состав кластолитов, об-
разовавшихся за счет одного и того же петрофонда, будет раз-
личным. В свежих, химически незрелых накоплениях он не бу-
дет отличаться от состава питающих провинций. Таковы туфы,
граувакковые, аркозовые и другие полимиктовые породы обла-
стей расчлененного рельефа и вообще тектонически активных
зон Земли (Маркевич, 1985; Kpynine, 1948; Crook, 1955; и др.)»
а также полярных и пустынных зон при любом рельефе и тек-
тоническом режиме. Даже среди песчаников преобладают лито-
кластические породы, т. е. в той или иной степени незрелые
кластолиты. Наиболее обычные литокласты представлены крем-
нями, кварцитами, базальтами, андезитами, глинами, глини-
стыми и слюдистыми сланцами, песчаниками, алевролитами,
дацитами, риолитами, гранитами, гнейсами, витрокластами.
Состав литокластов меняется от места к месту, документируя
374
состав коренных пород и осадков, служивших источником сно-
са, -и по разрезу, отражая цикл выветривания и активизации
тектонических движений, а также прерывистость вулканизма.
Из кристаллокластов резко преобладает самый стойкий в
экзосреде минерал — кварц, постепенно обогащающий осадоч-
ные породы как в истории (эволюции) конкретного материала,
впервые поступающего в пути миграции, так и в истории Зем-
ли вообще. Почти все кварцевые песчаники слагаются разно-
родным кварцем, происходящим из разных источников и разно-
го седиментологического возраста, т. е. являются результатом
смешения кварца при многократных переотложениях осадков и
пород. Статистически платформенные песчаники более обога-
щены кварцем по сравнению с геосинклинальными (Ронов,
Ярошевский, Мигдисов, 1990, с. 46), хотя мономинеральные и
олигомиктовые кварцевые песчаники встречаются и в подвиж-
ных зонах Земли. При детальном изучении типоморфных при-
знаков кварца выделяется множество его разновидностей (жиль-
ный, гранитный, эффузивный, метаморфический, экзогенный
и т. д.), отличающихся строением, угасанием, трещинова-
тостью, включениями и другими признаками. Несмотря на воз-
можность по отдельному зерну во многих случаях определить,
из каких пород он поступил в пески первично, в последних он
все же сильно обезличивается. Так, если мы установим, что
значительная часть кварца в песках происходит из гранитов,
это не означает, что граниты участвовали в формировании со-
става данных конкретных (определенного места и времени) пес-
ков. Существенно кварцевые, особенно мономинеральные, пески
образуются практически всегда за счет размыва ранее сущест-
вовавших осадочных пород — песков более древнего возраста
или зрелых кор выветривания. Граниты в нашем примере могли
поставить свой кварц задолго до этого, в третьем-четвертом
или более отдаленном предшествующем поколении песков, т. е.
в древних седиментологических циклах.
Полевые шпаты в среднем составляют около 15% песчани-
ков (Ронов, 1963; Петтиджон, 1981, с. 250). Но они могут от-
сутствовать или быть главным минералом (до 77%), а иногда
практически единственным (в кристаллокластических туфах).
Ф. Дж. Петтиджон (1981) отмечает, что современные и чет-
вертичные речные пески равнин США более обогащены поле-
выми шпатами (22%), чем эоловые и прибрежные пески той же
провинции. По его объяснению, обогащение полевыми шпатами
отражает появление на равнине незрелых ледниковых отложе-
ний (историко-геологическое событие), а понижение содержа-
ния по южным и восточным окраинам Северной Америки —
разбавление высокозрелым платформенным материалом.
Минералогически и генетически полевые шпаты резко раз-
личны и подразделяются на две естественные группы: калие-
вые — из гранитоидов и плагиоклазы — в основном из эффузи-
вов. Однако и к первым нередко примешиваются плагиоклазы
375
(кислые, натриевые), происходящие из плагиогранитов и пла-
гиогнейсов, а ко вторым — калишпаты — фенокристаллы рио-
литов и щелочных эффузивов. Большую информацию несут вто-
ричные изменения полевых шпатов, особенно глинизация
(пелитизация), т. е. замещение глинистыми минералами, а так-
же соссюритизация основных плагиоклазов. Они отражают как
состав изменяющегося минерала, так и химизм среды, прежде
всего щелочность. Следует различать гидротермальную, экзо-
генно-элювиальную и катагенетическую пелитизацию.
Слюды редко в песчаниках составляют до 30—40% (это ми-
калиты, т. е. слюдяные породы), но в количестве 1—5% они
встречаются во многих тонко- и мелкозернистых песчаниках,
обычно недалеко от источника сноса. Это мусковит, биотит,
флогопит, реже крупночешуйчатый хлорит. Они не несут следов
окатанности, часто по размеру превышают зерна кварца и по-
левых шпатов (из-за их лучшей транспортабельности в водном
или воздушном потоке), нередко расщеплены и химически пре-
образованы в зоне осадкообразования и в стратисфере, особен-
но в стадию катагенеза и деформированы соседними зернами
при сжатии породы.
Пироксены обычно являются акцессорными, но в вулканиче-
ских поясах (Урал, Восточно-Азиатские пояса, островные ду-
ги) и прилегающих акваториях, а также в областях развития
траппов, в аллювии и дельте Нила нередко они становятся по-
родообразующими (до 50% и выше), слагая вместе с магнети-
том и ильменитом черные пески. Чаще встречаются моноклин-
ные пироксены. В катагенезе они заметно корродируются и за-
мещаются хлоритом, эпидотом, кальцитом и рудными.
Амфиболы — преимущественно обыкновенная, реже базаль-
тическая роговая обманка — в местах выхода амфиболитов или
эффузивов с амфиболовыми вкрапленниками образуют пески и
песчаники мощностью до нескольких метров с содержанием до
20—30%. Часто амфиболы измененные, хлоритизированные или
актинолитизированные. При этом они теряют прозрачность за
счет железисто-окисных минералов (пылеватые включения),
выделившихся при изменении. В катагенезе обычны корродиро-
ванные и сильно растворенные кристаллы.
Магнетит, ильменит, гранат в единичных пластах становят-
ся породообразующими, достигая 50—70% массы песка. Это
осуществляется вблизи выхода коренных пород — основных
эффузивов, интрузивных базитов, гранатсодержащих метамор-
фитов, джеспилитов и т. д.
Перечисленными минералами практически исчерпывается
список породообразующих кристаллокластовых компонентов.
Аутигенные минералы, составляющие цемент или конкреции,
более разнообразны: это карбонаты, кремнеземные, сульфат-
ные, силикатные, сульфидные, фосфатные, железные, марганце-
вые, аллитовые минералы, флюорит и даже лед. Из карбонатов
резко преобладает кальцит. Широко распространены доломит,
376
сидерит, более редки анкерит, арагонит, родохрозит. Кремне-'
вые минералы представлены опалом, кристобалитом, тридими-
том, халцедоном, кварцем и их разновидностями. Из сульфатов
чаще встречаются гипс, ангидрит, барит, целестин, а из сили-
катов — практически все минералы глин, цеолиты, анальцим,
полевые шпаты. Также разнообразны сульфиды, хотя пирит и
марказит резко преобладают. Все разновидности фосфатов —
от аморфного коллофана до кристаллического апатита — встре-
чаются как в фосфоритах, так и в нерудных песчаниках, брек-
чиях и в виде гнезд в других породах.
13.4.2. ХИМИЧЕСКИЙ СОСТАВ
Из-за сложности и смешанности минерального, или компо-
нентного, состава кластолитов их химический состав разнообра-
зен и часто кажется незакономерным. Поэтому химический
анализ реже применяется для классификации этих пород и ге-
нетических выводов. Обычно это полные силикатные, а также
рациональные анализы типа солянокислых вытяжек (для кар-
бонатной составляющей).
В химическом составе кластолитов (табл. 13.9) основным
компонентом является SiO2, содержание которого не опускает-
ся ниже 50% и достигает почти 100%. Таким образом, макси-
мальные колебания кремнезема не превышают двукратный уро-
вень. Более значительны колебания содержания второго по
значению компонента — А12О3: от максимальных (20% и боль-
ше) до минимальных (0,2% и меньше), т. е. в сотни раз. Сум-
марное содержание третьего компонента — окислов железа —
также варьирует в сотни раз — от исчезающе малого (прак-
тически нулевого) до 5—7%, а иногда до десятков процентов
(магнетитсодержащие пески). Суммарное содержание щело-
чей — от следов и сотых долей процента до 6—7% (в арко-
зах — до нескольких десятков процентов), причем часто преоб-
ладает КгО. Примерно в таких же рамках колеблется и содер-
жание щелочных земель, и аномально высоких (до 20%) со-
держаний достигает СаО (кластолиты с обломками известня-
ков, если даже не считать анортитовые пески и известковый це-
мент). Содержание TiO2 обычно не превышает 1%, а многих
других компонентов — сотые и тысячные доли процента и
меньше.
Химический состав кластолитов может быть типизирован.
Выделяется прежде всего группа типов незрелых кластолитов,
в которых химический состав отвечает составу материнских по-
род, как мономиктовых, так и полимиктовых. Наиболее чисты-
ми типами являются составы, отражающие туфы или несме-
шанные экзокластовые вулканитовые породы: базальтовые, ан-
дезитовые, дацитовые, риолитовые песчаники, брекчии и дресвя-
ники. К ним приближаются составы однородных глинокласти-
ческих пород: мономиктовых обвальных и осыпных аргиллито-
377
Т а б л и ц а 13.9
Средние химические составы основных классов песчаников и состав
среднего песчаника (по Ф. Дж. Петтиджону, 1976; из Справочника...,
1983, с. 116)
Окислы Кварцевые Лититовые Граувакки Аркозы Средний песчаник
А Б В
SiO2 95,4 66,1 66,7 77,1 78,66 84,86 77,6
А1О3 1,1 8,1 13,5 8,7 4,78 5,96 7,1
Fe2O3 0,4 3,8 1,6 1,5 1,08 1,39 1,7
FeO 0,2 1,4 3,5 0,7 0,30 0,84 1,5
MgO 0,1 2,4 2,1 0,5 1,17 0,52 1,2
СаО 1,6 6,2 2,5 2,7 5,52 1,05 3,1
Na2O 0,1 0,9 2,9 1,5 0,45 0,76 1,2
к2о 0,2 1,3 2,0 2,8 1,32 1,16 1,3
Н2О+ 0,3 3,6 2,4 0,9 1,33 1,47 1,7
н2о- — 0,7 0,6 — 0,31 0,27 0,4
тю2 0,2 0,3 0,6 0,3 0,25 0,41 0,4
Р2О5 — 0,1 0,2 0,1 0,08 0,06 0,1
МпО — 0,1 0,1 0,2 Сл. Сл. 0,1
со2 1,1 5,0 1,2 3,0 5,04 1,01 2,5
so3 — — о,з — 0,07 0,09
S — 11 0,1 — — — Сл.
ВаО — — — — 0,05 0,01 Сл.
С — — 0,1 — — Сл.
Сумма 100,7 100,0 100,4 100,0 100,41 99,86 100,0
Примечание: А—химический анализ (х. а.) средней пробы из 235 об*
разцов песчаников; Б — х. а. средней пробы из 371 образца строительных
песчаников; В — расчетный состав: |26 частей средней граувакки, 25 частей
среднего лититового песчаника (тоже граувакка.—В. Ф.), 15 частей среднего
аркозового песчаника, 34 части среднего кварцевого песчаника (возможно, его
доля 'завышена. —В. Ф.).
вых брекчий, дресвяников и песчаников. Аркозовые песчаники
часто точно отражают состав гранитоидов, особенно из арид-
ных отложений (верхняя юра Северного Кавказа).
Вторая четкая группа — составы зрелых песчаников, граве-
литов и иногда конгломератов. Они максимально обезличены
и отличаются резким доминированием кремнезема. Можно вы-
делять и группу промежуточных типов, отражающих разнооб-
разие смесей компонентов.
13.5. ПЕТРОГРАФИЯ. ПЕТРОТИПЫ
Кластолиты отличаются большим петрографическим разно-
образием, определяемым прежде всего богатством минерально-
го и компонентного состава, а также разнообразием структур,
связанным с большим диапазоном размеров и отчасти формы
обломков. Лишь одна сторона структуры — взаимоотношение
обломков (оно первично неконформное) — практически едина
378
для всех петротипов, главные из которых намечены при рас-
смотрении классификации (см. 13.2). Это позволяет сразу пе-
рейти к описанию петротипов.
13.5.1. ГРУБООБЛОМОЧНЫЕ ПОРОДЫ
13.5.1.1. Брекчии (Б). Грубообломочные породы, сложенные
неокатанными обломками (рис. 13.11), — обширный класс клас-
толитов, несущих большую генетическую информацию и неред-
ко служащих вместилищем рудных минералов. Поскольку эти
породы — первая стадия мобилизации и отложения расчленя-
емых массивов коренных пород или полузатвердевших осадков,
а также дезинтеграции лав, брекчии имеют еще многие призна-
ки этих исходных пород: свежесть (невыветрелость), малую
смешанность или мономиктовость (монолититовость), неока-
танность, несортированность и неслоистость. Все это определяет
их химическую, гранулометрическую, механическую, в целом
литологическую незрелость. Брекчии — первая, причем самая
грубая, фаза рассеяния вещества. По мере все большего отры-
ва во времени и в пространстве этого рассеяния от источника
обломков — материнских пород — перечисленные литологичес-
кие и петрографические признаки как бы размываются, стано-
вятся менее резкими и определенными, и брекчии сменяются
конглобрекчиями и конгломератами, характеризующимися во
многом уже противоположными признаками (см. 13.5.1—13.5.3).
Основные петротипы брекчий определяются их петрографи-
ческим, литокластовым составом, т. е. составом обломков. По
этому признаку они объединяются в две группы: моно- и по-
лилититовых брекчий.
Монолититовые брекчии (БМ.) — наиболее типичные и са-
мые распространенные. Главные их типы:
1. Вулканитовые — базальтовые (см. рис. 13.11,а), андези-
товые, андезитобазальтовые, дацитовые, риолитовые, в зависи-
мости от состава варьирующего цвета — от черных и темно-се-
рых до светло-серых, нередко с зеленым оттенком, часто крас-
ные, из обломков от 5—10 м (блоковые и глыбовые брекчии)
до 10—20 см и мельче, иногда с первично округлыми литоклас-
тами, свидетельствующими о пластичном (расплавленном) со-
стоянии, рыхлые (блоковые и глыбовые накопления, щебень) и
сцементированные, изредка вторично сплавленные, сверенные,
мощностью единичных пластов от дециметров до десятков мет-
ров. Генетически брекчии разнообразны: туфовые, лавокласти-
товые, коллювиальные, элювиальные, изредка пролювиальные
и импактитовые. Осадочные супракрустальные брекчии следу-
ет отличать от интракрустальных: тектонических (разломных,
надвиговых), интрузивных, экструзивных, жерловых и супра-
крустальных лавовых.
2. Аркозовые — гранитовые, гнейсовые (см. рис. 13.11,6),
обычно розовые за счет калишпата, с размером обломков от
379
Рис. 13.11. Граувакковые и аркозовые кластолиты в пришлифовках и про-
зрачных шлифах:
а — монолититовая (моновулканитовая) базальтовая брекчия — литоклас-
тический туф; б — брекчия гранитная (аркозовая) — пролювий; в — брек-
чия глиняная с песчаной щебенкой с песчаным заполнителем — отложения
прорыва дельтовых рукавов, средняя юра, аален, Дагестан (Фролов, 1965);
г —• конглобрекчия полимиктовая: 1 — кварцит, 2 — гранит, 3 — гнейс,
4 — слюдистый сланец, 5 — метавулканит, 6 — песчаник, 7 — известняк,
8 — гравелито-дресвяник; заполнитель — песок; д — конгломерат полимик-
товый: 1 — песчаники, 2 — гравелит, 3 — аргиллиты, 4 — известняк, 5 —
андезит, 6 — дацит, 7 — гранит, 8 — мусковитый сланец, 9 — кремни, 10 —
кварциты сланцеватые и с беспорядочной текстурой (11), 12 — песчаный
'заполнитель; е — гравелит полимиктовый: 1 — базальт, 2 — риолит, 3 —
амфиболит, 4 — кварцит, 5 — кварцево-слюдистый сланец, 6 — глинистый
сланец, 7 — глина или аргиллит, 8 — песчаник, 9 — известняк, 10 — кре-
мень, 11 — кварц, 12 — плагиоклаз; цемент заполнения пор, известковый;
ж — гравелито-дресвяник моновулканитовый, андезито-базальтовый, туффит,
с крупнокристаллическим (спаритовым) кальцитовым цементом; з — песча-
ник поливулканитовый, в основном андезитобазальтовый, с цементацией
вдавливания и с глинистым хлоритовым пленочным и поровым цементом
(10—15%); и — песчаник аркозовый с глинистым поровым каолинитовым
цементом
10 м до 10 см и мельче, рыхлые и сцементированные каолини-
том, другими глинистыми минералами, кремнеземом, кальцитом
и другими карбонатами, вторичными калишпатами и альби-
том, изредка с закругленными углами (элювиальные), мощно-
стью от дециметров до десятков метров. Генетически довольно
однообразны: физический элювий пустынь и ледовых зон, об-
валы, осыпи, делювий, изредка пролювий.
3. Глиняные, сложенные аргиллитами или обломками глин
(см. рис. 13.11, в); иногда- с литокластами песчаников из дой
же материнской толщи; размер обломков в основном мельче '
0,3—0,5 м; мощность от 200 м (средняя юра, байос, р. Бодрак,
Крым) до дециметров; преимущественно обвальные, осыпные,
солифлюкционные, реже элювиальные, делювиальные,
пролювиальные и аллювиальные, а также морские кана-
ловые.
Другие петротипы — габбровые, ультрабазитовые, серпен-
тинитовые,’кластолитовые, генетически относящиеся к физиче-
скому элювию, коллювию и пролювию, — редки.
Полимиктовые, или по лилит итовые, брекчии (БП), менее
распространенные по сравнению с монолититовыми, представ-
лены несколькими главными типами.
1. Поливулканитовые, во многом сходные с БМ, генетически
это туфы резургентные и притрубочные, импактиты, обвальные,
осыпные, делювиальные, солифлюкционные, пролювиальные
(включая и лахаровые), подводные коллювиальные отложения.
2. Вулканито-седиментитовые, т. е. более гетерогенные, чем
БП 1, включающие не только разные (и однородные) вулкани-
ты, но и многие типы осадочных пород, в основном из единой
вулканогенно-осадочной формации (глинистых, песчаных, гру-
бообломочных, кремневых и др.), с сильно варьирующим мак-
симальным размером обломков, иногда достигающим 10—20 м
(обвальные), с мощностью пластов от десятков метров до де-
циметров, генетически в основном коллювиальные (наземные
и подводные), а также селевые, горно-ледниковые и туфы при-
трубочные.
3. Седиментитовые, во многом аналогичные БМ 3, но более
разнообразные по составу (песчаниково-глиняные, кремнево-
песчаниково-глиняные, нередко с известняками и другими ли-
токластами) и генезису, с обломками (олистолитами) до 10—
20 м, нередко пластично изогнутыми, со складками оползания,
с обильным заполнителем, часто с зеркалами скольжения, мощ-
ностью от десятков метров до дециметров, весьма полигенетич-
ные.
4. Метамиктовые, сложенные обломками сланцев, амфибо-
литов, кварцитов, гнейсов, нередко с участием гранитов, оса-
дочных и вулканических пород, т. е. переходящие в весьма по-
лимиктовые, часто пестрой окраски из-за неоднородности со-
става обломков, разной крупности, мощностью обычно от пер-
вых метров до дециметров, полигенетичные.
381
13.5.1.2. Конглобрекчии (КБ) сочетают признаки брекчий и
Конгломератов (см. рис. 13.11,а), однородные и гетерогенные»
внутриформационные и базальные, обычно с обильным песча-
ным или глинистым заполнителем, широко распространенные.
1. Седиментитовые, песчаниково-аргиллитовые, несортиро-
ванные, из глыб и валунов до 2—3 м, с обильным песчаным и
глинистым заполнителем, с известковым или глинистым цемен-
том, внутриформационные, мощностью от. 10—15 м до децимет-
ров, линзовидные, отложения каналов стока в море, пролюви-
альные, аллювиальные (фаз прорыва речных русел), дельто-
вые и глубоководные коллювиальные и отложения обломочных
(щебнистых) потоков.
2. Полимиктовые несортированные с глыбами, валунами до
5—10 м, плохо сгруженные, с преобладанием песчано-гравий-
но-глинистого заполнителя, мощностью от 10—20 м до деци-
метров, с единичными валунами, несущими ледниковые царапи-
ны, штриховку и полировку; преобладают неокатанные облом-
ки из метаморфических, магматических и осадочных пород»
встречаются в ледниковых комплексах, относятся к наземным и
морским моренам (тиллам и тиллитам) и документируют эпо-
хи оледенения или, по крайней мере, горное оледенение. Вы-
деляются типы и подтипы. Во многих из них грубообломочный
материал не образует полного каркаса или составляет меньше
половины породы, это диамектитовые КБ, или просто диамек-
титы, а также параконгломераты, переходящие в песчаники или
глины, в зависимости от характера заполнителя.
3. Вулканитовые, как моно-, так и полимиктовые, отвечаю-
щие по составу всем петрохимическим типам вулканитов и их
смесей, с обломками от 1—2 до 0,1 ми мельче, мощностью от
10—20 м до дециметров, несортированные и плохо или средне-
сортированные, с разным количеством полуокатанных или ок-
ругленных пирокластов и экзокластов, генетически весьма раз-
нообразные: от тефроидов, которые приобретают черты конгло-
мератов при переотложении и некотором окатывании части вул-
канокластов, до чисто экзокластических накоплений, в которых
не осуществлено полное окатывание (развалы каменистые»
перлювий, коллювий, * прибойные отложения) или произошло»
смешение разноокатанного и неокатанного материала в резуль-
тате какого-то события (слияния двух горных потоков или по-
тока и коллювиального осова).
13.5.1.3. Конгломераты (К), в отличие от брекчий, сложены
окатанными обломками — валунами и гальками, имеют преиму-
щественно полимиктовый состав и более разнообразны па
структурам и текстурам. Встречаются все вариации от несорти-
рованных до хорошо сортированных и нередки смешанные, с
бимодальной кривой распределения. Различаются и степеньк>
окатанности галек, их расположением и цементами. Хотя пре-
обладают неслоистые конгломераты, но нередки горизонтально-
и косослоистые. Еще больше они разнообразны генетически.
382
В целом они отражают вторую стадию рассеяния материала
коренных пород или осадков по сравнению с брекчиями и от-
личаются большей литологической (вещественной, грануломет-
рической и физической) зрелостью (см. 13.5.1.1). Петротипы
конгломератов объединяются в две группы — поли- и олиго-
миктовую.
Полимиктовые конгломераты (КП) во многом еще близки
брекчиям, поэтому часты промежуточные типы — конглобрек-
чии. Многие из них имеют низкую химическую зрелость, озна-
чающую еще начальную стадию миграции вещества. Такие
конгломераты более характерны для геосинклиналей и других
подвижных зон Земли. Они, как и брекчии, чаще бывают внут-
риформационными и залегают в основании элементарных цик-
литов или мезоциклитов, генетически разнообразные: аллюви-
альные, прибрежно-морские (прибойные, прибрежно-флювиаль-
ные), пролювиальные, подводно-коллювиальные (обвальные,
осыпные, обломочно-потоковые).
1. Поливулканитовые (К) — состоят из галек и валунов
(0,1 —1,0 м) базальтов, андезитобазальтов, андезитов, нередко
с дацитами и риолитами, с сортировкой от плохой до хорошей,
неслоистые и с горизонтальной, иногда с косой слоистостью,
плохо и хорошо сгруженные, рыхлые и сцементированные, с
обильным песчаным заполнителем или без него, с толщиной
пластов от десятков метров до дециметров, характерны для
вулканических районов и выходов древних вулканитов.
2. Полиседиментитовые К, состоящие из галек и валунов
(до 2—3 м) песчаников, конгломератов, брекчий, аргиллитов,
алевролитов, кремней и других пород, плохо и средне сортиро-
ваны, с низкой степенью окатанности, мощностью в метры и
дециметры, с заполнителем и цементом.
3. Метаморфомиктовые, состоящие из галек и валунов гней-
сов, метаморфических сланцев, амфиболитов, кварцитов, неред-
ко включающих магматические и осадочные обломки, валунные
и галечные, разной степени сортировки, с обильным заполните-
лем и без него, с хемогенным цементом, мощностью от первых
метров до дециметров, аллювиальные, пролювиальные и при-
брежно-морские. Современные аналоги — галечники и валун-
ники побережий Кольского полуострова.
4. Резко полимиктовые, сложенные осадочными, вулканиче-
скими, интрузивными и метаморфическими породами (см. рис.
13.11,(5) в разнообразных соотношениях, объединяющие мно-
жество петротипов, отличающиеся также сгруженностью, сор-
тировкой, окатанностью, мощностью обычно от первых метров
до дециметров. Пример — конгломераты верхней юры горы
Демерджи (Крым).
Олигомиктовые конгломераты (КО), в которых один компо-
нент резко преобладает, распадаются на две группы петроти-
пов: первая — из местного материала, что отражает его малую
смешанность и слабую разбавленность, и вторая — из сильно
383
обезличенного материала, часто дальнего приноса и многократ-
но перемывавшегося, т. е. из высокозрелого.
КО 1 — седиментитовые аргиллитовые, песчаниковые, крем-
невые из плохо и среднеокатанных галек и валунов, с низкой
сортировкой, обычно с обильным песчаным заполнителем, ма-
ломощные (дециметры, 1—2 м), внутриформационные, аллю-
виальные, прибрежно-морские и глубоководные.
КО 2 — кварцевые, состоящие из хорошо окатанной гальки
мелкого, среднего, реже крупного размера (до 10 см) жильно-
го кварца, кварцитов и кремней, т. е. только из высокозрелого
материала, маломощные, редко до 10 м, хорошо и среднесорти-
рованные, хорошо и плохо сгруженные, отмытые и с обильным
песчаным заполнителем, залегают в основании формаций как
базальный горизонт или несколько выше основания, аллюви-
альные, прибрежно-морские (прибойные и флювиальные), плат-
форменные и реже миогеосинклинальные, распространенные от
архея до голоцена, в докембрии Южной Африки (район Вит-
ватерсранд), золотоносные.
КО 3 — моновулканитовые, базальтовые конгломераты, в
основном прибойные, обычные на берегах вулканических остро-
вов в океанах.
13.5.2 . КРУПНООБЛОМОЧНЫЕ ПОРОДЫ
13.5.2.1 . Дресвяники (Д) во многом аналогичны брекчиям
и отличаются только размером обломков и связанным с этим
несколько большим участием в сложении кристаллокластов —
кварца, полевых шпатов, пироксенов, амфиболов. Дресвяники
поэтому представлены почти всеми теми же петротипами и их
группами: монолититовыми вулканитовыми, аркозовыми, седи-
мент-итовыми (аргиллитовыми) и полимиктовыми вулканитовы-
ми, вулкано-седиментитовыми, седиментитовыми и метамикто-
выми кластолитами с преобладанием обломков от 10 до 2(1) мм.
Во многом тождественны и генетические типы дресвяников. От-
личия связаны с иным их соотношением и даже неразвитостью
некоторых генотипов (левокластитов). Как бы вместо лавоклас-
титов развиты гиалокластиты, главным образом базальтовые.
Мало образуется элювиальных, совсем не возникают обвальные
и осыпные дресвяники. Наиболее распространенными становят-
ся пролювиальные, аллювиальные, трубидитные, тефрово-туфо-
вые, резургентно-туфовые, а менее — делювиальные, озерные,
грязевулканические и моренные. Мощности единичных пластов
первые метры — сантиметры, сортировка отсутствует или пло-
хая и средняя. Преобладают внутриформационные дресвяники,
чаще всего ассоциирующиеся с брекчиями 'и гравелитами. Как
правило, дресвяники имеют низкий коэффициент зрелости или
являются полностью незрелыми.
13.5.2.2 . Гравелиты (Г) распространены шире дресвяников,
ассоциируются с конгломератами и песчаниками и имеют про-
384
межуточные между ними признаки (см. рис. 13.11, е). Обычно»
они хорошо или среднесортированы, часто слоисты, слоистость
нередко косая одно- и разнонаправленная, с обильным песчано-
глинистым заполнителем или без него, в целом с небольшой
мощностью единичных пластов (от 1—2 м до сантиметров), ча-
ще всего высокозрелые, хотя многочисленны и незрелые и раз-
нородные по зрелости компонентов, полимиктовые и олигомик-
товые, континентальные и морские: перлювиальные, эоловые,
аллювиальные, озерные, дельтовые, прибойные, марино-флю-
виальные, турбидитные, тефрогенные. Полимиктовые Г пред-
ставлены чаще поливулканитовыми, полиседиментитовыми, по-
лиметамиктовыми, аркозовыми и весьма смешанными по соста-
ву петротипами. Из олигомиктовых Г распространены только
кварцевые, редко пемзовые породы. Залегают как внутри фор-
маций, так и в их основании.
13.5.2.3 . Гравелито-дресвяники (ГД) и дресвяно-гравелиты
(ДГ), как и конглобрекчии, являются смешанными породами,,
состоящими из неокатанных и окатанных обломков (преимуще-
ственно 10—2 мм) в разных соотношениях, чаще с плохой и
средней сортировкой, обычно низкой степени зрелости, в основ-
ном тех же генетических типов, из которых наиболее характер-
ны пролювиальные, турбидитные, туффитовые (тефроидные).
13.5.3 . СРЕДНЕОБЛОМОЧНЫЕ, ИЛИ ПЕСЧАНЫЕ, ПОРОДЫ
Пески и песчаники (П) — преобладающий класс обломоч-
ных пород. Хотя они различаются окатанностью зерен, но это
уже не отражается в их названии. Поэтому дадим их общую
характеристику по петротипам, начиная с незрелых и полимик-
товых (см. 13.2).
13.5.3.1 . Полимиктовые пески и песчаники (ПП) преоблада-
ют над олигомиктовыми, особенно в современных и молодых,
четйертичных и неогеновых отложениях. Они слагают многоки-
лометровые толщи в подвижных поясах Земли и распростра-
няются на платформы и дно океана.
Граувакки («серые глины»), т. е. землистого, глинистого ви-
да песчаные породы, состоящие из незрелого материала — ли-
токластов, темноцветных минералов, витрокластов, в типичном
виде несортированные или плохо сортированные, со значитель-
ным содержанием глинистого заполнителя («вакковые»), в ме-
нее типичном — аренитовые, т. е. отмытые от глины, с более
поздним карбонатным или иным химическим цементом. Тек-
стуры неслоистые, слоистые градационные, косослоистые и дру-
гие, отвечающие турбидитам, донно-флювиальным, Прибойным,
аллювиальным, пролювиальным отложениям, туфам, гиалоклас-
титам и другим генетическим типам. Мощность элементарных
слоев от метров до сантиметров, слагают большую нижнюю
часть флишевых циклитов. Главнейшие их петротипы — вул-
385-
канитовые (см. рис. 13.11,ж), седиментитовые, метамиктовые
и еще более смешанные (см. рис. 13.11, з) песчаники.
Аркозы, (см. рис. 13.11, и) обычно биминеральные, кварц-ка-
лишпатовые, реже с кислыми (натриевыми) плагиоклазами,
мусковитом, биотитом, флогопитом, светлые розовые или иные
по цвету, состоящие из неокатанных или плохо окатанных зе-
рен плохой.сортировки, в целом среднесортированные, распро-
страненные меньше граувакк, геосинклинальные и платформен-
ные.
Полимиктовые песчаники в узком понимании объединяют
петротипы, которые нельзя включить в граувакки и аркозы,
например существенно базиплагиоклазовые (на 40—60% из
основных плагиоклазов), геосинклинальные, островодужные,
глауконитовые (на 30—50%) с различными литокластами,
обычно платформенные, постепенно переходящие в мезомикто-
вые.
13.5.3.2 . Мезомиктовые песчаники (ПМ) выделяются и опи-
сываются еще недостаточно часто, вероятно, потому, что это
переходные, промежуточные типы между полимиктовыми и оли-
гомиктовыми. Их выделение помогает детализировать литоло-
гическое и генетическое изучение. Основные петротипы — по,-
левошпатово-, глауконитово- и кварцево-мезомиктовые песча-
ники с 50—75% основного компонента, к которому при-
мешиваются граувакковые, аркозовые или иные псаммо-
класты.
13.5.3.3 . Олигомиктовые и мономинеральные песчаники (ПО
и ПМ) объединяют как незрелые, так и высокозрелые породы.
Незрелые ПО и ПМ представлены полевошпатовыми, глау-
конитовыми, витрокластовыми, монобазальтовыми и другими
граувакковыми породами.
Монокомпонентные (!) граувакки распространены широко и
сложены почти исключительно вулканитами: базальтовыми (см.
рис. 13.11,ж), андезитовыми, дацитовыми и риолитовыми вул-
канолитокластами и витрокластами с подчиненным участием
плагиоклазов, пироксенов, амфиболов, магнетита, биотита. Они
имеют землистый, глинистый вид, усиливающийся при глиниза-
ции — главным образом хлоритизации или смектитизации.
Цвет меняется от темно-серого и темно-зеленого до темно-крас-
ного, розового, зеленовато-серого и светло-серого в соответст-
вии с переходом от основных к кислым вулканитам. Окатан-
ность отсутствует или плохая, сортировка низкая, слоистость
отсутствует или косая, горизонтальная, часто градационная, а
также волнистая и косоволнистая. Обычен алевропелитовый за-
полнитель, реже он отсутствует. Мощность элементарных слоев
от метров до миллиметров, их выдержанность большая. Ге-
нетически это литокластические туфы, в основном тефровые,
гиалокластиты, эоловые, делювиальные, пролювиальные (лаха-
ровые), прибойные и другие волновые отложения и турбидиты
тефровые, изредка — аллювий.
386
Витрокластитовые песчаники, или витрокластолиты, сложе-
ны почти нацело обломками стекла одного состава — базаль-
тового, андезитового, дацитового или риолитового (рис.
13.12, а), нередко характерной рогульчатой или черепковой фор-
мы, а также кусочками пемзы и единичными кристаллокласта-
ми плагиоклазов, калишпатов, кварца, биотита, пироксенов, ро-
говой обманки, магнетита. Форма от остроугольной, без при-
знаков окатывания, до окатанной, особенно и у пемзокластов;
сортировка плохая или средняя, реже хорошая. Слоистость от-
сутствует или градационная горизонтальная, реже косая и вол-
нистая. Мощность от метров до миллиметров. Заполнитель то-
го же состава выделяется неясно, часто отсутствует. Чаще все-
го это тефровые витрокластические туфы (см. рис. 13.12, 6Ц.
реже эоловые, аллювиальные, озерные, лагунные, западинные
и пелагические туффиты, состоящие из тефроидного материала,
а также экзокластические механогенные отложения тех же ге-
нетических типов. Примеры. 1. Современные витрокластолито-
вые светло-серые пески оз. Лагунного на о. Кунашир (Большая
Курильская гряда), образующиеся за счет подмыва берегов,
сложенных белыми кислыми туфами, пемзами и ингимбритами
алехинской свиты верхов миоцена и низов плиоцена. 2. Базаль-
товые витрокластолиты песчаной размерности, т. е. песчаники
витрокластовые темно-серые, из неокатанных и полуокатанных
обломков стекла и пузыристых вулканокластитов, плохо и сред-
несортированные, крупнокосослоистые, слоистость в основном
однонаправленная, мощность толщи свыше 10 м, залегает меж-
ду лавами базальтов и их туфами в неогеновой трапповой фор-
мации штата Виктория в Австралии (см. рис. 13.12, в). Гене-
тически это эоловые и прибрежно-лагунные туффиты, состоя-
щие из тефроидного материала, т. е. в целом геологически син-
хронные вулканизму.
Полевошпатовые мономинеральные и олигомиктовые песча-
ники (см. рис. 13.12, г) встречаются маломощными (0,5—0,01 м-
и тоньше) слоями среди туфов и экзокластических пород, со-
стоят на 80—100% из свежих идиоморфных, нередко обломан-
ных кристаллов основного или среднего плагиоклаза, часто без
следов переноса и окатывания, поэтому поверхность напласто-
вания и скола шероховатая, наждачная (не закруглились даже
острые углы скола кристаллов); сортировка плохая или сред-
няя, реже хорошая; слоистость отсутствует или горизонталь-
ная градационная, реже косая. Заполнитель чаще всего отсут-
ствует. Генетически это кристаллокластические тефровые туфы
и озерные, лагунные и западинные туффиты. Магнитогорский
метасинклинорий, Di-2.
Глауконитовые песчаники (см. рис. 13.12, д) встречаются от
верхнего протерозоя до голоцена прослоями от миллиметров до
дециметров, единично до 1—2 м, в морских мелководных и уме-
ренно глубоководных (до 1 км) отложениях. Цвет зеленый яр-
38Г
Рис. 13.12. Граувакковые, мезо-, олиго- и мономиктовые (монокомпонентные)
кластолиты:
а — пемзокластолит — гравелито-дресвяник пемзовый — современные от-
ложения залива-лагуны на о. Кунашир Курильской гряды; б — мелко-тон-
копесчаный витрокластолит — витрокластический туф риолитового состава,
эоцен, юго-восточный Кавказ; в — гравелито-дресвяник песчаный плохо сор-
тированный моновулканитовый базальтовый — туффит (тефрогенный пес-
чаник), неоген, трапповая формация штата Виктория, Австралия; г — пес-
чаник средне-мелкозернистый мономинеральный базиплагиоклазовый, с еди-
ничными амфиболами и пироксенами — кристаллокластический туф или
туффит (турбидит), средний девон, Магнитогорский мегасинклинорий; д —
песчаник олиго- или мезомиктовый, в основном глауконитовый с кварцем,
плагиоклазами, слюдой, с опаловым цементом (не показан) заполнения пор;
е — мономинеральный кварцевый (/) песчаник с кремневым кварц-(6)-хал-
цедон (4, 5)-люссатит (5)-опаловым (2) цементом заполнения пор, состоящим
из порового и пленочного опалового цемента, крустификационного (5) и по-
рового (4) халцедонового цемента и порового кварцевого (6); опал глобу-
лярный и микротрещиноватый рельефный и с резкой шагреневой поверх-
ностью; ж — песчаник мезо- или олигомиктовый глауконит-кварцевый с фос-
фатным коллофановым (точки) и тонкофибровым кристаллитовым крусти-
'фикационным апатитовым цементом, пористый (10%); з — брекчия моно-
кий, темно-зеленый, синевато-зеленый. Форма зерен глауконита
первично-округлая (мелкоконкреционная), гроздьевидная, кол-
ломорфная или обломочная, а также кристалломорфная, слю-
дистая. Окатанность проявляется редко. Сортировка отсутству-
ет или плохая и средняя. Слоистости нет, или она нечеткая го-
ризонтальная и косая, волнистая. Чисто глауконитовые песча-
ники редки. Обычна примесь фосфатных зерен, кварца, рако-
вин, фораминифер и биокластов. Генетически почти все глауко-
нититы являются подводным элювием: химическим — гальми-
ролититами или механическим — горизонтами конденсации,
т. е. подводным перлювием. Почти все глауконитовые песчани-
ки прошли конденсирование при перемывании (часто много-
кратном) первичных глауконитовых глин, алевритов или песков.
Если при этом имело место более значительное перемещение
по дну, формируются косослоистые, уже механогенные пески,
слагающиеся эдафогенным (дном рожденным) материалом. Как
любой элювий, глауконитовые песчаники знаменуют перерывы
осадконакопления. Поэтому глауконититы обычно приурочены
к платформенным маломощным формациям.
Зрелые олигомиктовые и мономинеральные песчаники по
существу представлены только одним петротипом — кварце-
выми псаммокластолитами (см. рис. 13.12, е, ж), которые мож-
но рассматривать и как группу тесно связанных петротипов.
Зерна представлены исключительно (или в количестве более
75—80%) кварцем, который обычно бывает различных гене-
тических типов: не только жильным, но и эффузивным, гранит-
ным, кварцитовым, осадочным и другим, а также литокластами
кварцитов или даже кремней. Хотя кварц сильно обезличен, но
все же удается определить его типы и первичное и вторичное
происхождение. Он может быть неокатан или обладать всеми
степенями окатанности, вплоть до идеальной. Его поверхность
гладкая, глянцевая, свидетельствующая об обработке в водном
потоке, или матовая, приобретенная при эоловом перекатыва-
нии. Она бывает и химически изъедена, корродирована, или
покрыта различными пленками, наиболее часто железистыми.
Сортировка чаще всего хорошая или средняя, заполнитель от-
сутствует (аренитовые песчаники) или имеется глинистый,
алеврито-глинистый, реже известковый. Цементация и цементы
разнообразны. Наиболее часты кремневые, карбонатные, желе-
зистые, фосфатные, сульфатные, а также глинистые цементы
разных типов, кварцевый цемент регенерации и цементация по
микростилолитовым швам. Мощность слоев меняется от санти-
вулканитовая базальтовая с глинисто-песчаным заполнителем (не показан)
лавокластит, эоцен, о. Медный, Командорские острова; и — гравелито-дрес-
вяник моновулканитовый базальтовый — гиалокластит десквамационно-пуль-
веризационный, верхний мел, о. Шикотан, Малая Курильская гряда; це-
мент — глинистый смектитово-хлоритовый
389
метров до многих метров и десятков метров. Слоистость отсут-
ствует или разнообразная косая, косоволнистая, волнистая и го-
ризонтальная, обычна ихнитолитовая текстура.
Хотя первично кварц происходил из самых разнообразных
пород — источников, непосредственно предшествующей мате-
ринской породой почти всегда были ранее существовавшие'
кварцевые пески или песчаники, для которых кварц многократ-
но перемывался задолго до данного акта отложения и, самое-
главное, проходил химическое выветривание с самым значи-
тельным вызреванием материала. Реже источником кварца бы-
ли своеобразные коры выветривания, типа подзола, в которых
при низких pH (<7) кварц оставался на месте в качестве хи-
мического элювия, а все остальное выносилось. Такие первич-
ные кварцевые пески узнаются по неокатанности кварца, сохра-
няющего форму минерала материнской породы, и его однород-
ности.
Генетические типы отложений, к которым относятся кварце-
вые пески, разнообразны. Это не только механогенные, но и
элювиальные, причем хемогенно-элювиальные образования (ти-
па подзола почвенного горизонта тундры, тайги и, вероятно,,
влажных тропиков). Тонкопесчаный (и алевритовый) кварц воз-
никает и при морозном выветривании кварцевых пород, напри-
мер в высокогорьях. Основными, генетическими типами кварце-
вых песков являются аллювиальные (с россыпями), озерные,,
прибрежно-морские (с россыпями), донно-флювиальные, волно-
вые и иногда турбидитовые отложения.
Олигомиктовые или чисто кварцевые песчаники, таким обра-
зом, являются литогенетическим итогом эволюции минерально-
го вещества Земли в зоне осадкообразования в длительном про-
цессе вызревания и естественного отбора наиболее химически
стойких и механически прочных компонентов из всех горных
пород и минералов. Это имеет большое историко-геологическое
значение.
13.6. ГЕОЛОГИЯ КЛАСТОЛИТОВ
Кластолиты — важные формациеобразующие породы. Они
слагают молассовые, шлировые, флишевые, пустынные эоло-
вые, аллювиально-озерные, прибрежно-морские и шельфовые
формации и являются важнейшими элементами вулканогенно-
осадочных и гляциальных формаций. Хотя мощность единич-
ных элементарных их слоев достигает сотен метров (брекчии
обвальные, оползневые и реже конгломераты), большая часть
Обломочных пород образует сравнительно маломощные (от 10—
20 м и до дециметров и сантиметров) геологические тела —
слои. Чтобы построить геологические формации толщиной до
многих тысяч метров, они должны многократно цовторяться в
разрезе и на площади, что приводит к цикличности. Ее выра-
390
женность тем большая, чем быстрее накапливаются отложе-
ния, т. е. правильность и униформность циклитов прямо пропор-
циональны скорости осадконакопления. Это косвенно показы-
вает главный, механический способ формирования циклитов, что
согласуется с доминирующей механогенностью обломочных по-
род. Поэтому изучение гранулометрии (структурный анализ)
наряду с текстурным анализом стало главным методом и гене-
тического анализа. Изучение внутренней структуры циклита, его
анатомии и парагенезов пород, следовательно, является необ-
ходимым выходом на геологический уровень исследования и
составляет суть парагенетического анализа.
Подавляющее большинство геологических тел обломочных
пород четко анизотропно: в них, во-первых, ясно обозначен
вектор «снизу вверх» — по уменьшению размера обломков и
соответствующей смене гранулометрических типов; во-вторых,
вариации гранулометрии и других свойств на площади разно-
образного масштаба (от мелколандшафтного до регионального
и всебассейнового) позволяют ориентироваться в палеопрост-
ранстве и прогнозировать состав и строение геологических тел
от элементарных пласта и циклита (см. рис. 2.7; 3.12; 11.4) до
геоформации и формационных серий, так как вертикальная по-
следовательность петро- и литотипов (см. разд. 11.4 и гл. 14),
гранулометрических типов (гранулотипов) — в норме от обло-
мочных к глинистым породам и т. д. — в общих чертах повто-
ряется и в смене фаций, т. е. в вариациях на площади.
Форма тел обломочных пород плащеобразная, линзо- и
лентовидная, и размеры, соотношения толщины (мощности) и
горизонтальной протяженности и форма контактов сильно варь-
ируют. Одни из пластов, даже маломощные (5—10 см), протя-
гиваются на десятки и сотни километров (во флише, туфы, ма-
рино-ледниковые отложения); другие, даже весьма мощные
(до многих десятков и первых сотен метров), линзовидны и
имеют протяженность в первые километры и сотни—десятки
метров; третьи, ленто- или шнурообразные, — выполнения ка*
налов (прямолинейные) или меандрирующих русел (извилис-
тые в плане); четвертые веерообразные, или дельтовидные (про-
лювий, дельты рек, глубоководные конусы, осыпи); пятые, эоло-
вые, имеют выпуклую кверху форму песчаных или гравийных
тел, значительную (до 100 м) высоту, разнообразную (полу-
лунную, барханную, линейную прямолинейную или извилистую,
звездчатую, куполовидную, прислоненно-конусовую и иную)
форму в плане и гигантскую (до 80—100 м) косую слоистость
с клиновидными косыми сериями.
Контакты пластов кластолитов часто резкие, эрозионные,
выпуклые книзу, особенно нижний контакт. Врезание достига-
ет многих десятков метров. Нередки серии песчаных или кон-
гломератовых тел, врезанные друг в друга по резким контак-
там размыва с базальными конгломератами (Фролов, 1965,
1984). Весьма редко более грубые породы, вплоть до конгло-
391
мератов, завершают сверху песчаное или гравийное тело. Эти'
конгломераты Б. А. Соколов предложил называть апикальными,
т. е. «оканчивающими», «завершающими» разрез.
Обломочные породы бывают не только наслоенными, т. е.
супракрустальными (надкоровыми), но образуют и рвущие,
интракрустальные тела — нептунические или кластические
дайки и силлы, сложенные песком, дресвой и реже мелкоще-
бенчатой брекчией. Мощность даек достигает 10 м и более, а
силлов, т. е. послойных внедрений, — первых метров. Внедре-
ние происходит снизу и сверху, а также в горизонтальном или
почти горизонтальном направлении (силлы). Внедрение облег-
чается образованием трещин или ослабленных зон (в том чис-
ле и по слоистости) и наличием обводненных пластов, обладаю-
щих тиксотропными свойствами, т. е. способными к разжиже-
нию, и в таком плывунном состоянии — к перемещению по па-
дению градиента давления, включая и против силы тяжести.
Наиболее часто такие внедрения встречаются во флише, чему
благоприятствуют сейсмичность района, способствующая обра-
зованию трещин отрыва в мощных нелитифицированных на-
коплениях, сильная водонасыщенность пород из-за лавинности
седиментации и физическая неоднородность, расслоенность раз-
реза. На о. Беринга объем таких параинтрузивных тел в неко-
торых зонах достигает 70%, так что от вмещающих отложений
остаются лишь небольшие целики. По внутреннему строению
эти тела однородны, без градационной сортировки материала,
но нередко в мощных дайках видна параллельная зальбандам
ориентировка удлиненных кластов — флюидальность. Контак-
ты с вмещающими породами резкие ровные или крайне неров-
ные, рваные, с многочисленными затеками и апофизами, от-
ражающие тип разрыва и ту стадию литогенеза, на которой
произошли разрыв и внедрение: сингенез, диагенез ранний или
поздний. Обычны и в шлаковых и грязевулканических конусах.
13.7. ПРОИСХОЖДЕНИЕ КЛАСТОЛИТОВ
Подавляющее большинство кластолитов — механогенные
осадки, чем в общем виде определяются источники и способ их
образования.
13.7.1. ИСТОЧНИК МАТЕРИАЛА
Источник материала бывает почти любым: эндогенным и эк-
зогенным, терригенным и эдафогенным, природным и, в по-
следнее время все чаще, искусственным, техногенным и т. д.
(см. гл. 4). Главными остаются экзогенные и вулканогенные
компоненты. Во всех случаях материал не образуется заново, а
392
является реликтовым, остаточным от первичных, материнских
пород. Лишь в некоторых туфах и лаво- и гиалокластитах его
можно считать в какой-то мере первичным, образовавшимся
из жидкой или полужидкой лавы при ее механической фрагмен-
тации и застывании.
Вулканогенные компоненты (см. раздел 4.3) — ювенильные
и резургентные — представлены вулканолитокластами, кристал-
локластами и витрокластами, т. е. обломками пород, кристал-
лов и стекла (пемзокласты и собственно витрокласты — ро-
гульки, черепки, глобули и т. д.). Они подразделяются по со-
ставу на основные, средние и кислые, а также по размеру и
отчасти по форме обломков.
Ювенильные пирокласты отличаются от экзокластов свеже-
стью (невыветрелостью) и несмешанностью состава, что отра-
жает фактически мгновенный способ их возникновения, исклю-
чающий всякое сингенетичное воздействие агентов экзосреды.
С этим согласуются их неокатанность, несортированность и не-
слоистость накоплений. По характеру вулканокластов опреде-
ляются тип извержений, среда (воздушная или водная) и спо-
соб фрагментации, а также расстояние от центра извержения,
а по фациальной изменчивости одновозрастных вулканических
отложений — направление на вулкан или от него.
Основные, экзогенные источники обломочных компонентов
делятся на терригенные и эдафогенные. Терригенные источни-
ки — выходы коренных пород всех типов и нелитифицирован-
ные осадки, которые чаще коренных подвергаются фрагмента-
ции при перемывах. Они поставляют лито- и кристаллокласты,
реже витрокласты разного состава, окатанности и выветрело-
сти. Свежие компоненты нередко неотличимы от вулканических,
выветрелые — хорошие документы терригенности и физико-гео-
графических условий на суше.
Кора выветривания, особенно физического типа, — основной
(может быть, на 90%) поставщик обломочных терригенных
компонентов, если считать и поставку из высокогорий и других
зон интенсивного экзогенного разрушения горных пород и осад-
ков. Состав пород питающих провинций (см. 4.4.1) — петро-
фонд — восстанавливается легче всего по незрелому материа-
лу, в первую очередь по литокластам, с учетом естественного
отбора при разрушении и переносе.
Эдафогенные обломочные компоненты, мобилизуемые на дне
морей и океанов, составляют не менее 5% от суммы мобилизу-
емого кластического материала, представлены теми же экзо-
генными и вулканогенными типами, которые были перечислены
в терригенных. Отличия — в большой однородности магматиче-
ских компонентов (почти исключительно базитовые и гиперба-
зитовые) и широком развитии гальмиролитических глаукони-
тов, шамозитов, почти нацело переотлагающихся после своего
образования. Их можно считать полуаллохтонными или полуав-
тохтонными.
393
13.7.2. СПОСОБЫ МОБИЛИЗАЦИИ И НАКОПЛЕНИЯ
Материал для обломочных пород мобилизуется космически-
ми и земными, природными и искусственными, экзогенными и
эндогенными способами. Поскольку в настоящее время сили-
катные метеориты падают на Землю в незначительном количе-
стве, космические способы выражаются в основном в импакти-
тах — материале метеоритно-ударных брекчий астроблем (диа-
метром до 100 км и больше). Вещество его — застывшие фраг-
менты «ударных» расплавов и «холодных» брекчий — земное,
а способ формирования накоплений метеоритно-ударный. Рас-
познаются по кольцевой форме накоплений, особым ударно-ко-
ническим текстурам, высокобарическому кварцу — стишовиту
и другим признакам.
Эндогенные способы мобилизации вещества сводятся к тек-
тоническим и вулканическим. Тектонические способы довольно
ограниченные: непосредственное их участие в мобилизации оса-
дочных компонентов выражается практически только в дробле-
нии массивов горных пород в зоне разрывов — сбросов, сдви-
гов, надвигов и шарьяжей. Возникающие при этом брекчии и
конглобрекчии, как моно-, так и полилититовые, без сортиров-
ки, слоистости, с милонитизацией и округлением некоторых об-
ломков при обжатии оказываются чаще всего интракрустальны-
ми. Влияние землетрясений на осадочный процесс, если исклю-
чить тектоническое дробление, в основном косвенное и сводит-
ся к провоцированию обвалов, осовов, оползней, турбидитов, т. е.
гравитационных и близких к ним отложений.
Вулканические способы мобилизации и накопления — одни
из основных в седиментогенезе и литогенезе (Фролов, 1984).
Это излияния и эксплозии, т. е. эффузивный и эксплозивный
процессы или способы. Эффузивный способ приводит к фраг-
ментации движущегося лавового потока в водных условиях и
захоронению возникающих обломков в виде лавокластитов или
гиалокластитов. Практически и те и другие только базальтово-
го состава, хотя лавокластиты вероятны и у андезитов или да-
цитов, если их потоки впадают в водоем. Во всех типах сохра-
няется от разбавления моновулканитовый состав, не происхо-
дит сингенетичное окисление, материал не сортируется и не ока-
тывается. В лавокластитах (Е. Ф. Малеев, 1977), однако, есть
признаки первичной округлости — базальтовые шары и подуш-
ки — и вторичной округленности при движении еще не полно-
стью остывших блоков и сегментов шаров (рис. 13.12, з). По
существу это базальтовые конглобрекчии или брекчии с раз-
мером обломков от 1 до 0,1 м, сцементированные глинистым
или алеврито-глинистым цементом, являющимся одновременно
и заполнителем. Лавокластиты образуются в результате дроб-
ления лавовых шаров или внешних частей потока при его дви-
жении (гусеничный эффект) и благодаря термическому шоку
при соприкосновении с холодной водой. Фрагменты лав захоро-
394
ияются в окружающих осадках, становящихся заполнителем.
Мощность лавокластитов 5—15 м, а ширина лавокластитовой
фации лавового потока до 200 м. Примеры: протерозой Каре-
лии, средняя юра р. Бодрак (Крым), эоцен о. Медного (Коман-
доры, бухта Преображенская; см. Фролов, 1984, с. 51—52).
Гиалокластиты имеют песчаную и дресвяную структуру (см.
рис. 13.12, w), плохую сортировку или вовсе несортированы,
•сложены сидеромелановым, т. е. микроскопически прозрачным,
•базальтовым вулканическим стеклом, обычно палагонитизиро-
ванным или превращенным в смектиты, монтмориллонитового
или хлоритового типа. Форма обломков оскольчатая, часто че-
репковидная, уплощенная и изогнутая, отвечающая форме по-
верхности лавовых шаров, от которых они отделяются вследст-
вие термического шока как шелуха. Десквамация происходит
и при трении шаров друг о друга при их выжимании и движе-
нии потока. Помимо этих десквамационных гиалокластитов из-
вестны еще и пульверизационные, сложенные мелкими шарика-
ми (2,0—0,1 мм), образующимися при фонтанировании жидкой
•базальтовой лавы через трещины застывшей корки потока или
шаров (Ритман, 1958; Гептнер, 1979; Сафонов, 1980; и др.).
А. Р. Гептнер (1979) открыл гиалокластит подледного образо-
вания на вулкане Гекла (о. Исландия), когда необходимая вод-
ная среда возникает за счет таяния ледника, покрывающего
вулкан в виде шапки. Описаны гиалокластиты и подводно-экс-
плозивного, туфового генезиса: эксплозивный материал — пиро-
класты — не выходил на поверхность воды. Роль водной среды,
вероятно, существенна прежде всего для изоляции вулканичес-
кого стекла от соприкосновения с кислородом воздуха (и оно не
окисляется и не превращается в непрозрачное, тахилитовое).
В этом состоянии оно метастабильно, легко гидратируется, пре-
вращаясь в желтый аморфный палагонит, который в свою оче-
редь благоприятен для преобразования в слоистые силика-
ты — хлориты, монтмориллониты и другие смектиты.
Эффузивно-осадочные вулканокластиты — лавокластиты и
гиалокластиты — наиболее характерные генетические типы гео-
синклинальных и океанических вулканических и вулканогенно-
осадочных формаций и свидетельствуют о подводных (реже о
подледных) условиях вулканизма и накопления.
Эксплозивные способы мобилизации и накопления, реализу-
ющиеся в широко распространенных туфах шести-семи гене-
тических типов, резко преобладают над эффузивно-осадочными.
Сама возможность эксплозий указывает на субаэральные усло-
вия или в крайнем случае на не очень глубокое море (первые
сотни метров), поскольку на значительных (в километры) глу-
бинах давление вулканических газов часто уравновешивается
давлением слоя воды, и взрывная форма извержений не реали-
зуется: лава выжимается на дно моря наподобие силлов.
Взрывная, или эксплозивная, деятельность вулканов прямо
зависит в первую очередь от газонасыщенности лавы и ее вяз-
395
кости, поэтому чем более кислая лава, тем, в общем случае,
коэффициент эксплозивности (отношение объема пирокластов
к объему лав для одного и того же извержения или серий из-
вержений) повышается, достигая 100 (вулкан Безымянный, из-
вержение 1956 г.). По убыванию эксплозивности известные
вулканы располагаются в следующий ряд: трубки взрыва —
Безымянный (Камчатка) — Вулкано (Италия) — Стромболи
(Италия) — Везувий — Авачинский (Камчатка) — Толбачик
(Камчатка) — Килауэа (Гавайи).
Граница между чисто магматическими и вулканогенно-оса-
дочными образованиями, как следует из определения осадочных
пород (Л. В. Пустовалова, см. гл. 2), проходит между игним-
бритами, еще остающимися лавовыми, и пирокластическими по-
токами, в которых лавовые фрагменты охладились настолько
(до 500—200°С и ниже), что сплавления не происходило, и они
предстают в виде рыхлых пемзовых, агломератовых и других
накоплений. О сепаратном перемещении глыб и щебенки в этих
потоках свидетельствует обсидиановая и другая корка закалки
(1—3 см), окружающая такие обломки со всех сторон. Облом-
ки угловатые или округлые, что, однако, нельзя истолковывать
как простое окатывание, хотя есть и признаки последнего. Сор-
тировки нет или она плохая, слоистость также отсутствует, хотя
в верхней части таких веерообразных или лентовидных в плане
тел с уменьшением размера обломков до дресвяно-гравийного
и песчаного появляется и слоистость — горизонтальная и ко-
сая. Максимальный размер вулканокластов, по-видимому, ред-
ко превышает 1 м. Мощность одноактно накопленных пироклас-
толитов достигает 20—25 м или несколько, больше. Хотя состав
моновулканитовый, но обычны глубинные включения и фрагмен-
ты пород фундамента. Широко распространены в риолитовых,
дацитовых вулканитах, более редки и несколько отличны — в
виде алгомератовых потоков и мантий у экструзивных купо-
лов— в андезитовых, андезитобазальтовых и изредка у базаль-
товых вулканитов. Особыми подтипами являются отложения
раскаленных лавин, песчаных и пепловых потоков. Входят в со-
став наземных и островных игнимбрит-риолитовых, андезит-да-
цит-риолитовых, базальт-андезитобазальтовых и контрастных
базальт-риолитовых формаций. Примеры: палеозой (девон)
Урала (ирендыкская свита нижнего девона и др.), мезозой и
кайнозой Кавказа, третичные, четвертичные и современные об-
разования Курильской островной дуги, Командор, Камчатки.
Шлаковые конусы формируются вокруг кратера в основном
из холодных, застывших в воздухе вулканических бомб, шла-
ковых фрагментов (иногда с признаками спекания и агглюти-
низации) и других ювенильных пирокластов, что позволяет на-
зывать накопления аутигенными туфами. Высота моногенных
(сформированных за короткое время — недели — месяцы в ре-
зультате единственной серии эксплозий) базальтовых конусов
не превышает 500 м. Вокруг вулкана Толбачик на Камчатке их
396
больше 100, и они создавались на протяжении 10—12 тыс. лет.
Характерны слоистость, элементы сортировки, первичный кру-
той (до 40—45°) периклинальный наклон слоистости, участие
веретеновидных и других типов бомб и дифференциация мате-
риала по типу осыпей: по периферии конуса скапливаются наи-
более крупные бомбы и обломки, что не позволяет строго на-
зывать отложения тефрой. Большое количество трещин разрыва
конуса, заполненных эоловым или водным мелкоземом, прони-
кающим с дождями или снегом, свидетельствует о высокой сей-
смичности, в основном связанной с вулканическими взрывами.
Тефровые туфы — горизонтально отложившаяся из пиро-
кластической тучи ювенильная тефра, т. е. непереотложенные
накопления пирокластического материала вне шлаковых кону-
сов. Форма накопления — плащеобразная, в крупном плане —
веерообразная, текстура — горизонтальная слоистость и слоис-
тость облекания (допускающая слабые наклоны), размерность,
от щебенчатой и лапиллиевой (2—5 см) до алевритовой (тонко-
пепловой), дифференциация на площади (на больших расстоя-
ниях в километры — десятки и сотни километров) по размеру,
форме и удельному весу, в водно отложенных — слабая прямая
градационность, спекание отсутствует, вблизи конуса встреча-
ются фигурные бомбы. В каждом небольшом объеме (образце)
слоистость и сортировка отсутствуют, обломки не только неока-
танные, но и максимально остроугольные, часто с длинными
шипами, сохранение которых исключает всякое переотложение
после седиментации из воздуха. Это проявляется как в базаль-
товых и других основных туфах, так и в кислых, часто типично
витрокластических, рогульчатых (см. рис. 13.12,6). Мощность
сравнительно небольшая — метры, дециметры и менее (до
миллиметров), вблизи конусов — до первых десятков метров.
Из всех типов туфов в древних отложениях наиболее часто'
встречаются именно тефровые, что зависит не только от их
преобладания, но и от больших возможностей сохранения на
огромных площадях на суше (на равнинах, поймах, водораз-
делах, в озерах, болотах) и особенно в морях — в лагунах, за-
ливах и на большей части дна на шельфе и в океане ниже ба-
зиса действия волн. Тонкие пепловые туфы, особенно кислого-
состава, — почти обязательный элемент всех морских форма-
ций, накапливающихся в застойных и глубоководных условиях:
планктоногенных известковых и кремневых, глинистых и фли-
шевых. В карбонатном флише верхнего мела Кавказа и во фли-
ше палеогена юго-восточного Кавказа их слойков насчитывает-
ся многие сотни. Это миллиметровые и сантиметровые про-
слойки в кровле циклитов, часто превращенные в чистые, зеле-
ные монтмориллонитовые апопепловые глины. Ближе к центру
извержения элементарные слои — циклиты (до 0,5—1,0 м) —
имеют признаки градационности: внизу (1—10 мм) залегают
несколько более грубые пеплы (до 1—2 мм) и, главное, бога-
тые кристаллокластами (плагиоклаз, роговая обманка, кварц,.
397
•биотит), содержание которых достигает 50—60%; это витро-
кристаллокластические туфы кислого состава.
Тефровые туфы известны любого состава — от базальтово-
го до риолитового. Но из-за своей большей неустойчивости в
зоне осадкообразования туфы основного состава чаще и быст-
рее замещаются глинами (хлоритами, смектитами) и цеолитами
и, таким образом, как бы исчезают из разреза. Поэтому надо
научиться распознавать туфы даже в сильно закамуфлирован-
ном виде, снимая вторичные изменения и восстанавливая пер-
вичный петротип, что аналогично расшифровке первичной при-
роды и всех других метаморфизованных пород. Важно знать,
что если витрокластический материал отложился в торфяных
болотах и других ландшафтах с кислыми условиями, то он мо-
жет измениться еще более неузнаваемо — превратиться в као-
лины (см. гл. 12).
Резургентные туфы — отложения обрушения вулканической
постройки — возникают перед катастрофическими направленны-
ми взрывами и в основном состоят из кластированного материа-
.ла крупных конусов стратовулканов, разнообразные породы
(лавы, туфы, экзокластические накопления) которых дробились
в твердом состоянии, что выражается в изометричной, остро-
угольной форме обломков (до 20—50 м), в несортированности
и неслоистости туфов — брекчий, часто значительном содержа-
нии песчаной фракции и пыли — алеврита, значительной (до
-20—50 м и больше вблизи вулкана) мощности и нередко разно-
родности состава. Хотя возможны резургентные туфы менее
мощные и менее грубые, установить их тип труднее, так как они
сходны с экзокластическими накоплениями. Изучены А. Б. и
М. Г. Белоусовыми.
Больше известны наземные резургентные туфы. Наиболее
яркий пример — пароксизмальное извержение камчатского вул-
кана Безымянный 30 марта 1956 г. Вулкан считался потухшим.
На этой, второй стадии, часто называемой экструзивной и пред-
кальдерной, происходят редкие, но особенно мощные, катастро-
фические взрывы, являющиеся обычно направленными. Энергия
взрыва'вследствие неоднородности вулканической постройки на-
правлена в какую-то одну сторону, у вулкана Безымянный —
на восток. С этой стороны был-a взорвана вся верхняя часть —
высотой в 1 км — более чем 3-километрового конуса и отложе-
на гигантской лавиной в виде огромного веера в сотни кило-
метров. Глыбы до 10—12 км были перенесены на расстояние
<юльше 10 км (Горшков, Богоявленская, 1965). Максимальная
мощность резургентных туфов, по-видимому, превышает 50 м.
Недавний пример — извержение в 1980 г. вулкана Сант-Хеленс
(США). Характерна холмистая форма накоплений.
Морские резургентные туфы чаще возникают, вероятно, за
(Счет взрыва наземных островных вулканов, подобных изверже-
нию вулканической группы Кракатау в Зондском проливе меж-
ду о-вами Ява и Суматра 26—27 августа 1883 г., когда более
.398
2/3 крупного вулканического острова, в том числе и два круп-
ных конуса, полностью исчезли. Значительная их часть была
раздроблена и отложена в море как резургентный материал,
а также составила примесь к пирокласто-потоковым туфам
мощностью до 60 м.
В древних толщах отложения взрывов постройки пока рас-
познаются не часто. Диагностическими являются признаки
дробления материала в твердом состоянии, некоторая смешан-
ность состава, резкая разнозернистость и разнообломочность,
наличие гигантских (более 10 м) глыб, хаотичность, несортиро-
ванность и значительные (до 50 м и более) мощности. Они из-
вестны в девонских формациях Магнитогорского мегасинклино-
рия (Южный Урал), неогеновых формациях Курил и Командор.
Состав их андезитовый, базальт-андезитобазальтовый, дацито-
вый. Заполнитель дресвяный и песчаный. Обломки изометрич-
ные, угловатые. Сортировка и слоистость отсутствуют.
Гидроэксплозивные туфы формируются безжерловыми фреа-
тическими извержениями типа прибрежных туфовых конусов
юго-западной оконечности о. Оаху (Гавайские острова), описан-
ные Г. Макдоналдом (1975, с. 191 —194). Причиной взрыва яв-
ляется быстрое образование пара под лавовым потоком из пе-
рекрываемой и захороняемой им воды, проникающей также в
лаву по трещинам. Конусы высотой до 60—80 м сложены обыч-
но непористым, плотным материалом дробления уже дегазиро-
ванных лав. Часто это лавы типа «аа», потоки которых подсти-
лаются и покрываются слоями из рыхло расположенных и за-
твердевших глыб, через них вода имеет доступ к расплаву
центральной части потока. Как и вообще при водных изверже-
ниях, стекло часто остается сидеромелановым и палагонитизи-
рованным. От во многом сходных шлаковых конусов отличают-
ся часто отсутствием подводящего канала, лучшей сортиров-
кой, нередкой градационной и косой слоистостью, оползневы-
ми складками. Преобладает лапиллиево-песчаный материал с
отдельными глыбами и бомбами. Гидроэксплозивные туфы обоз-
начают береговую линию, что важно для палеогеографии. Они
обычно ассоциируются с прибрежно-морскими отложениями и
сами приобретают черты более экзогенных осадочных образо-
ваний.
Разновидностью гидроэксплозивных туфов являются мааро-
вые отложения, состоящие часто не из вулканитового, а из оса-
дочного материала и возникающие при соприкосновении горя-
чих лав с подземными водами или с ископаемым льдом. Здесь
также быстро генерируется пар, что создает взрыв. Мощности
до первых метров, масштабы локальные. Таковы многие туфы
трапповой формации триаса Восточной Сибири (В. А. Наумов,
устное сообщение).
Притрубочные туфы — выбросы трубок взрыва типа ким-
берлитовых, представленные базальтовыми, смешанными ба-
зальт-седиментитовыми и просто седиментокластовыми (Йзвест-
ЗЭ»
няковыми, песчаниковыми, глиняными и другими безвулканито-
выми) брекчиями, часто со значительной примесью кристалли-
ческих пород фундамента платформ (гнейсов, гранитов, слан-
цев, амфиболитов). Окатанность, сортировка, слоистость отсут-
ствуют, размер обломков достигает десятков сантиметров —
метра, мощности — десятков метров. Парагенетически связаны
с интракрустальными брекчиевыми выполнениями трубок взры-
ва — кимберлитами. Магматические породы — оливиновые ба-
зальты, часто хлоритизированные, — придают им голубоватый
цвет (отсюда название «голубые земли»). Встречаются в трап-
повых формациях, например в триасе Сибирской платформы.
Гр язе вулканические туфы—нацело седиментитовые брекчии,
обычно глиняные, с песчаниками, алевролитами, известняками,
конкрециями сидеритов, с силицитами, сильно глинистые (за-
полнитель), с первичным наклоном (до 10—20°) слоев от цент-
ра, в конусах (до 200—300 м и выше) переслаиваются с соли-
флюкционными и пролювиально-делювиальными отложениями
и почвами. Причина формирования — взрыв нефтяных газов.
Экзогенные способы доминируют в генезисе обломочных по-
род и отложений и разделяются на элювиальные и механоген-
вые.
Элювиальные образования представлены каменис-
тыми развалами, горизонтами конденсации, или перлювием, и
химическим элювием.
Развалы каменистые образуются в результате физического
выветривания (см. гл. 3) в аридной и ледовой зонах, а также в
высокогорье. Мощность этих брекчий и конглобрекчий достига-
ет 30—40 м, максимальный размер обломков превышает 10 м,
у кровли блоки нередко идеально округлены дефляцией, состав
монолититовый, сортировки и слоистости нет.
Перлювий, или горизонты конденсации, — конгломераты,
•брекчии, дресвяники, гравелиты и песчаники, формирующиеся
при перевевании или перемывании осадков и некрепких пород,
удалении тонких или легких фракций и «конденсировании»,т.е.
концентрировании на месте крупных (валунов, галек, гравия,
крупного песка, конкреций и т. д.) и тяжелых («россыпных»)
зерен, как бы их проектировании и сгружении без существен-
ного горизонтального перемещения. Состав моно- и полилитито-
вый, обычно и полиминеральный, сортировки нет или она пло-
хая и средняя, слоистости нет, толщина плащеобразных пластов
меньше 1 м, но нередко достигает десятков метров. Примеры:
конденсирование валунов, галек, песчаных конкреций, тяжелых
минералов в пустынях Средней Азии, Австралии, Сахаре за
счет аллювиальных и пролювиальных отложений и конденси-
рование валунов и другого грубого материала из плейстоцено-
вых морен по берегам Балтийского моря. Образуются россыпи
тяжелых минералов.
Химический элювий — только один петротип — мономине-
ральные кварцевые пески (например, подзол), остающиеся от
-400
коренной породы единственным компонентом при химическом
разложении в кислых условиях. Они образуются и во влажных
тропиках.
Механогенные накопления, составляющие, вероятно, 99% эк-
зогенных осадочных кластолитов, представлены множеством ге-
нетических типов, отражающих исключительное разнообразие
механических способов мобилизации, перемещения и накопле-
ния осадков на поверхности Земли, на суше и на дне водоемов.
Весь их калейдоскоп можно представить как фазы, или стадии,
фиксации потока рыхлого минерального вещества, перемещаю-
щегося отдельными частицами или их скоплениями от высоких
точек рельефа к берегам водоемов и далее через волновую зо-
ну, шельф, континентальный склон к его подножию и на океани-
ческое дно: коллювий (обвальные, осыпные, оползневые, соли-
флюкционные и реже делювиальные отложения), флювиальные
(пролювий и аллювий), эоловые, озерные, ледниковые, при-
брежно-морские, шельфовые и батиальные донно-флювиальные,
подводно-коллювиальные, турбидитные и другие отложения (см.
ч. 3). На этом пути происходят дифференциация и интеграция
материала, образование речных и более богатых прибрежно-
морских россыпей металлов и тяжелых минералов.
13.7.3. УСЛОВИЯ И ОБСТАНОВКИ МОБИЛИЗАЦИИ
И НАКОПЛЕНИЯ ОБЛОМОЧНЫХ ПОРОД
Обломочный материал мобилизуется почти повсеместно, за
исключением дна водоемов с застойным режимом у дна — от
болот и лагун до океанических впадин, а накапливается бук-
вально повсеместно, даже на дне центральных частей океанов,
куда не доходит терригенный материал, но заносится вулкани-
ческий пепел или эоловый песок и пыль, а также на поверхно-
сти ледников и под последними (ледовая экзарация и вытаива-
ние силикатного материала из движущегося льда).
Для кластолитов условия мобилизации и накопления можно
перечислить в порядке уменьшения значения и роли, вероятно,
в последовательности от тектонического режима к рельефу,
геологическому строению, климату, среде (водной или воздуш-
ной), динамике среды и ее химизму, если его незначительное
влияние все же учитывать. Хотя этот ряд — упрощение, но он
ориентирует материал.
Тектонический режим, бесспорно, определяющий фактор в
формировании кластолитов, проявляющийся как непосредствен-
но (подчиненно), так и опосредованно через рельеф и отчасти
геологическое строение мест мобилизации и накопления. Зем-
летрясения, покровы, сбросы и другие разрывы производят ка-
кую-то часть обломочного материала, главным образом внутри
земной коры (интракрустально), и провоцируют коллювиальное
перемещение и накопление кластолитов. К непосредственным
проявлениям тектоники следует относить вулканизм, режим и
14 Зак. 357
401
величину прогибания, тепловой поток из недр и давление, пре-
образующие кластолиты вместе с другими горными породами.
Решающее проявление тектонического фактора — рельеф зем-
ной поверхности, определяющий основные процессы мобилиза-
ции и накопления кластолитов: физическое разрушение корен-
ных пород, объемы и перемещение обломков (через амплитуду
рельефа) и его накопление в депрессиях рельефа, также подго-
товленных в основном тектоническими движениями. Количество
обломочного материала прямо пропорционально тектонической
активности, а его литологическая зрелость связана с ней обрат-
ной зависимостью. Рельеф контролирует и размерность класти-
тов, и гранулометрическую фациальную зональность, и, более
опосредованно, дальность разноса обломков.
В условиях пассивного тектонического режима и отвечаю-
щего ему плоского рельефа кластогенез ослабляется во всех
формах, и роль доминирующего фактора переходит к климату
и среде. Нелегко установить их соподчиненность. Все же среда
выступает более общим условием: главная масса кластолитов
связана с наземными обстановками и отчасти с волноприбой-
ной зоной водоемов. Выделяются прежде всего аридные зоны,
в которых кластогенез и кластонакопление вместе с переносом
обломков развиты максимально, разнообразно и полно (см.гл.З
и 13.7.2): физическое выветривание, коллювиальный, пролюви-
альный, аллювиальный и эоловый транспорт и накопление, а
также ветровое перлювиальное конденсирование. Обстановки
побережий можно поставить на 2-е место по кластогенезу: аб-
разионная мобилизация, волновой и флювиальный перенос и
накопление и интенсивный эоловый процесс (прибрежные дю-
ны), а также разнообразные формы конденсации обломочного
материала. На 3-е место можно поставить гумидные (главным
образом перенос и накопление в реках и дельтах) и ледовые
(мобилизация экзарацией, ледовый транспорт и отчасти накоп-
ление — вытаиванием — в основном за пределами ледников)
зоны. Обломочные породы несут разнообразные «отпечатки»
этих условий и обстановок: в цвете, текстуре, форме обломков
и их поверхности, сортировке, химической зрелости, форме тел,
цементе и др.
Основная масса обломочного материала оседает по конти-
нентальным окраинам ниже водной поверхности в многочислен-
ных глубоких ловушках: окраинных морях, у подножия конти-
нентального склона и в глубоководных желобах, где его пред-
ставляют самые мощные из формаций — шлир и флиш, а так-
же вулканокластические формации островных дуг. Вынос на
океаническое дно осуществляется в основном в гигантских глу-
боководных конусах — Бенгальском, Индском, Амазонском,
Конго, Нигера, конусах северо-восточной части Тихого океана
(Астория, Монтерей, Нэви, Ла-Холья) и др. Их четкая элемен-
тарная цикличность и, вероятно, мезоцикличность не тектони-
ческого, а седиментологического происхождения. По зрелости
402
обломочный материал разный, что определяется петрофондом
питающих провинций, в котором нашла конечный итог вся гео-
логическая история регионов.
Наиболее полно, чутко и непосредственно обломочные поро-
ды отражают аэро- и гидродинамику накопления, проявляющу-
юся в размере и окатанности обломков, характере их поверх-
ности, степени сортировки, отмытости или отвеянности от мел-
козернистого материала, соотношении гранулометрических фрак-
ций (асимметрии, эксцессе, стандартном отклонении и др.),
текстурах, форме тел и контактов, качестве и количестве тяже-
лых минералов и т. д. Расшифровку этих условий следует на-
чинать с сортировки и отмытости (отвеянности), потому что это
сразу позволяет решать вопрос: были ли крупные обломки
(гальки, грубый песок и т. п.) принесены вместе с вмещающим
материалом или они остались на месте от первичных осадков
при их конденсировании? Тогда при оценке скорости ветра или
течения на них не следует обращать внимания. При установле-
нии общей привнесенности материала скорость агента переноса
будет определяться в первую очередь крупными обломками, а
длительность или устойчивость действия динамических сил —
отдифференцированностью от тонкого материала. Противопо-
ложные свойства осадков — их вакковость, несортированность
и т. п. — чаще всего отрицают эти условия и указывают на
спазматичность, лавинность или иную катастрофичность актов
седиментации, хотя есть и исключения (морены).
Химизм среды, чаще всего его агрессивность к веществу об-
ломков, проявляется только в условиях крайней пассивности
действия большинства других факторов. Тогда происходит бо-
лее или менее глубокое выветривание, в результате которого
все больше вызревает обломочный материал, вплоть до моно-
минерального кварцевого, указывающего кислую среду. Наобо-
рот, в щелочных почвах пустынь кварц растворяется.
Обломочные породы в целом документируют условия от са-
мых динамичных и кинематичных (вулканические извержения,
грандиозные обвалы — отголоски мощнейших землетрясений,
самые сильные ураганы, шторма, цунами, оползни, лавины
снежные и мутьевые под водой и т. д.) до слабодинамичных и
застойных (коры выветривания, пещеры, озера, лагуны, запа-
дины на шельфе и океаническом дне и т. д.). Погрубением зер-
на и сокращением мощности они чутко обозначают визуально
незаметные тектонические поднятия дна. По ним можно оцени-
вать как скорости осадконакопления, так и перерывы.
14*
13.8. ТЕОРЕТИЧЕСКОЕ И ПРАКТИЧЕСКОЕ
ЗНАЧЕНИЕ КЛАСТОЛИТОВ
13.8.1. ТЕОРЕТИЧЕСКОЕ ЗНАЧЕНИЕ
Обломочные породы, состоящие из реликтовых компонентов,
несут самую большую историко-геологическую информацию и
обладают несравнимой палеогеографической и генетической ин-
дикаторностью и методической ценностью.
История Земли и в какой-то мере ее предыстория полнее
всего «записаны» в обломочных компонентах и породах, так
как это наиболее консервативные, стойкие на Земле матери-
альные документы — силикаты, кварц, метеориты. Если пер-
вичный осадочный метеоритный материал, в результате аккре-
ции образовавший планету Земля, стал недоступен для наблю-
дения, то последующие, вторичные горные породы всех трех
царств оставили свои обломки, по которым прослеживается эво-
люция минерального вещества от архея до настоящего геоло-
гического момента: уменьшение роли базитов и гипербазитов,
увеличение доли гранитоидов, кислых эффузивов и осадочных
пород. Последние становились все более разнообразными и од-
новременно менялись качественно (см. кн. 3).
Уникальную возможность сохранения реликтовых компо-
нентов предоставил седиментогенез, без которого они исчезли
бы. Значение осадконакопления в том, что благодаря подвиж-
ности гидросферы и динамичности атмосферы обломочные ком-
поненты распространяются на огромных площадях и, что осо-
бенно ценно, на стабильных, тектонически пассивных и вялых
структурах земной коры — платформах и их зародышах —
гнейсовых массивах. Здесь с архейского времени в почти неиз-
менном виде мы можем встретить гальки и валуны магматичес<
ких, метаморфических и осадочных пород и других компонентов
первозданных образований планеты. И как это ни парадоксаль-
но, но и историю магматизма нередко приходится изучать толь-
ко по осадочным породам, а именно по обломкам, которые на-
дежно захоронены в осадках (см. гл. 4) и строго хронометри-
рованы седиментационной летописью Земли, а поставившие их
массивы подвижных поясов чаще всего исчезли полностью.
Смена периодов и этапов истории Земли — ритм тектониче-
ских движений, магматизма, климатические колебания и эволю-
ция климата — отражается всей осадочной оболочкой Земли —
стратисферой, ее многоранговой стратификацией, ибо слоистая
текстура стратисферы позволяет выделять этапы развития
практически любой степени дробности. И здесь обломочные по-
роды исключительно ценны. Их погрубение и увеличение коли-
чества — показатель оживления контрастности рельефа и диф-
ференциальных тектонических движений, а смена зрелыми об-
ломочными породами — пассивных фаз и влажных и теплых
эпох.
404
Обломочные компоненты, будучи реликтовыми, т. е. остаточ-
ными от первичных, материнских пород, наиболее просто позво-
ляют восстановить петрофонд, или состав питающих провинций
(см. гл. 4), которые нередко нацело и навсегда исчезли из по-
ля фактов. Они также дают ответ на вопрос: где находилась
суша, поставляющая этот материал? Примеры: реконструкции
В. П. Батурина (1947), В. Г. Чернова (гл. 4) и В. А. Гостина
(1970).
Двойственная природа кластолитов — аллотигенная (терри-
генная, вулканогенная) у большинства обломков и аутигенная
у цемента, конкреций и многих биовключений — делает их ком-
плексным геологическим документом для восстановления усло-
вий как на суше, так и на дне водоема и в иле.
Каждая обломочная порода комплексом своих литологичес-
ких признаков отражает динамику среды осадконакопления, до-
минирующий способ образования и химизм среды в осадке, т. е.
позволяет восстанавливать фациально-генетические параметры,
седиментации и генетические типы отложений.
На базе изучения обломочных пород строятся методика ли-
тостратиграфической корреляции разрезов, например по смене
комплексов терригенных минералов, стратиграфическое расчле-
нение отложений, а также литогенетический и во многом стади-
альный анализы.
13.8.2. ПРАКТИЧЕСКОЕ ЗНАЧЕНИЕ
Практическое значение обломочных пород определяется ис-
пользованием их в практике геологической съемки, поисков мес-
торождений полезных ископаемых и инженерных сооружений
и непосредственным употреблением как полезных ископаемых.
Из обломочных пород добывают большую часть нефти, газа,
подземных вод, россыпи золота, алмазов, касситерита, рутила,
циркона, монацита и других минералов, уран, фосфориты, глау-
конит и отчасти каменный уголь. Сами обломочные породы
служат стройматериалами, например для строительства дорог:
галечники, песок, крепкие породы конгломератов, брекчии, пес-
чаники и др. Широко применяются в металлургии формовочные
пески, а кварцевые пески — для стекольной промышленности.
Пористые толщи песков все больше разведываются и ис-
пользуются в качестве подземных хранилищ газа и других жид-
ких полезных ископаемых. Обломочные породы изучаются и
используются и как основание для инженерных сооружений.
Большая часть обломочных пород, однако, не находит прак-
тического применения и идет при разработках в отвалы.
405
Литература
К главе 7
Агаджанян А. К. и др. География атоллов юго-западной части Ти-
хого океана. М., 1973. 142 с.
Анфимов Л. В., Бусыгин Б. Д., Демина Л. Е. Саткинские ме-
сторождения магнезитов на Южном Урале. М., 1983. 88 с.
Архангельский А. Д. Верхнемеловые отложения востока Европей-
ской России//Мат-лы для геологии России. Т. 25. Спб., 1912. 631 с.
Аскоченский Б. В., Семенов В. П. Кора выветривания карбо-
натных пород верхнего мела Воронежской антеклизы. Воронеж, 1973. 175 с.
Бушинский Г. И. Структура и текстура мергельно-меловых пород н
меловых кремней//Бюл. МОИП. Отд. геол. 1947. Т. 22, вып. 1.
Бушинский Г. И. Литология меловых отложений Днепрово-Донецкой
впадины. М., 1954. 308 с.
Васильев П. И. Методы ускоренного анализа карбонатных пород. М.,
1951. 36 с.
Виноградов С. С. Доломиты//Оценка месторождений... Вып. 17.
М„ 1961. 176 с.
Вишняков С. Г. Карбонатные породы и полевое исследование их
пригодности для известкования почв//Карбонатные породы Ленинградской
области, северного края и Карельской АССР. Вып. 1. Л., 1933. 21 с.
Вишняков С. Г. Генетические типы доломитовых пород северо-за-
падной окраины Русской платформы//Труды Геол, ин-та АН СССР. 1956.
Вып. 4. С. 209—225.
Геология и нефтегазоносность рифовых комплексов. М., 1968. 244 с.
Дмитриева Е. В. и др. Атлас текстур и структур осадочных горных
пород. Ч. 2. Карбонатные породы. М., 1969. 708 с.
Доминиковский В. Н. Известково-магиезиальные карбонатные по-
роды//Справочное руководство по петрографии осадочных пород. Т. 2. Л.,
1958. 520 с.
Дэна Дж. Д. и др. Система минералогии. Т. 2. Полутом 1. Галоиды,
карбонаты и др. М., 1953. 774 с.
Задорожная Н. М., Осадчая Д. В., Новоселова Л. Н. Гео-
логическая съемка в районах развития отложений с органогенными по-
стройками. Л., 1982. 328 с.
Зарицкий П. В. Минералогия и геохимия диагенеза угленосных от-
ложений. Ч. 1. Харьков, 1970. 224 с.
Ископаемые рифы и методика их изучения//Труды 3-й палеоэколого-ли-
тол. сессии. Свердловск, 1968. 252 с.
Кальо Д. Л. и др. Фации и фауна силура Прибалтики. Таллинн, 1977.
Карбонатные породы. М., 1970. Т. 1. 396 с.; Т. 2. 268 с.
Карбонаты (минералогия и химия). М., 1987. 494 с.
Кеннет Дж. П. Морская геология. Т. 2. М., 1987. 384 с.
Конкреции и конкреционный анализ. М., 1977. 245 с.
Конкреции и конкреционный анализ (мат-лы 1-го семинара). Л., 1970.
162 с.
Конкреции и конкреционный анализ нефтегазоносных формаций. Тюмень,
1983. 148 с.
К о р о л ю к И. К. Подольские толтры и условия их образования. М.,
1952. 140 с.
К о р о л юк И. К- Методы и результаты изучения пермского рифоген-
ного массива Шахтау (Башкирское Приуралье). М., 1985. 111 с.
К о р о л ю к И. К. и др. Ископаемые органогенные постройки, рифы, ме-
тоды их изучения и нефтегазоносность. М., 1975. 236 с.
К о р о л ю к И. К. и др. Структурные и формационные особенности крае-
вых прогибов и их нефтегазоносность. М., 1983. 208 с.
406
Краснов Е. В. Кораллы в рифовых фациях мезозоя СССР. М., 1983.
160 с.
Кротов Б. П. Доломиты, их образование, условия устойчивости в зем-
ной коре и изменения в связи с изучением доломитов верхних горизонтов
казанского яруса в окрестностях г. Казани//Труды О-ва естеств. при Ка-
занск. ун-те. 1925. Т. 50, вып. 6.
Лисицын А. П. Осадкообразование в океанах. М., 1974. 438 с.
Лисицын А. П. Процессы океанской седиментации. М., 1978. 392 с.
Литология и палеогеография биогермных массивов. М., 1975. 200 с.
Маслов В. П. Атлас породообразующих организмов. М., 1973. 268 с.
Маслов В. П. Геолого-литологические исследования рифовых фаций
Уфимского плато//Труды Ин-та геол, наук АН СССР. Вып. 118. М., 1950.
70 с.; 1973. 268 с.
Методы изучения осадочных пород. М., 1957. Т. 1. 612 с.; Т. 2. 564 с.
Наливкин Д. В. Учение о фациях М.; Л. Т. 1. 1955. 534 с.; Т. 2.
1956. 394 с.
Никитин С. Каменноугольные отложения Подмосковного края//Тру-
ды Геолкома. 1890. Т. 5. № 5.
Ноинский М. Э. Самарская Лука//Труды О-ва естеств. при Казанск.
ун-те. 1913. Т. 45, вып. 4—6.
Осипова А. И. Условия образования доломитов в Ферганском зали-
ве палеогенового моря//Труды Ин-та геол, наук АН СССР. 1956. Вып. 4.
Петтиджон Ф. Дж. Осадочные породы. М., 1981. 751 с.
Постседиментационные изменения карбонатных пород и их значение для
историко-геологических реконструкций. М., 1980. 96 с.
Преображенский Б. В. Современные рифы. М., 1986. 244 с.
Равикович А. И. Современные и ископаемые рифы. М., 1954. 172 с.
Сапожников Д. Г. Современные осадки и геология озера Балхаш//
//Труды Ин-та геол, наук АН СССР. 1951. Вып. 132. 205 с.
Страхов Н. М. Известково-доломитовые фации современных и древ-
них водоемов//Труды Ин-та геол, наук АН СССР. 1951. Вып. 124.
Страхов Н. М. О типах и генезисе доломитовых пород//Труды Ин-та
геол, наук АН СССР. 1956. Вып. 4.
Страхов Н. М. Проблемы геохимии современного океанского лито-
генеза. М., 1976. 299 с.
Татарский В. Б. Литология нефтеносных карбонатных пород Сред-
ней Азии и происхождение нефтеносных доломитов//Труды Нефт. геол.-разв.
ин-та. Сер. А. 1939. Вып. 112.
Татарский В. Б. Раздоломичивание и связанные с ним вопросы//
//Вести. Ленингр. ун-та. 1953. № 1.
Татарский В. Б. Микроскопическое определение карбонатов групп
кальцита и арагонита. Л., 1955. 64 с.
Тейс Р. В., Н а й д и н Д. П. Палеотермометрия и изотопный состав
кислорода органогенных карбонатов. М., 1973. 255 с.
Теодорович Г. И. Литология карбонатных пород палеозоя Ура-
ло-Волжской области. М.; Л., 1950. 215 с.
Теодорович Г. И. К вопросу о происхождении осадочных известко-
во-доломитовых пород//Труды Ин-та нефти АН СССР. 1955. Т. 5. С. 75—107.
Тихомиров С. В. Этапы осадконакопления девона Русской платфор-
мы. М., 1967. 268 с.
Уилсон Дж. Л. Карбонатные фации в истории Земли. М., 1980. 463 с.
Ушакова А. И. Атлас структур и ультраструктур карбонатных пород
Сибири. Новосибирск, 1979. 175 с.
Фролов В. Т. Фациальные условия образования карбонатных конкре-
ций среднеюрских и верхней части нижнеюрских отложений Дагестана//
//Докл. АН СССР. 1958. Т. 122, № 6. С. 1094—1097.
Фролов В. Т. Руководство к лабораторным занятиям по петрогра-
фии осадочных пород. М., 1964. 310 с.
Фролов В. Т. Генетическая типизация морских отложений. М., 1984.
222 с.
407
Хворова И. В. История развития средне- и верхнекаменноугольного
моря западной части Московской синеклизы. М., 1953. 220 с.
Хворова И. В. Доломиты карбона и морской нижней перми запад-
ного склона Южного Урала//Труды Ин-та геол, наук АН СССР. 1956.
Вып. 4.
Хворова И. В. Атлас карбонатных пород среднего и верхнего кар-
бона Русской платформы. М., 1958. 170 с.
Чалышев В. И., Сорвачев Н. С. Ритмичность карбонатных отло-
жений. Л., 1977. 40 с.
Чи л инг ер Д. В., Биссел X. Д., Вольф К. X. Диагенез (и ката-
генез) карбонатных пород//Диагенез и катагенез осадочных образований.
М„ 1971. С. 165—290.
Швецов М. С. История Московского каменноугольного бассейна в ди-
нантскую эпоху//Труды Моск, геол.-разв. ин-та. 1938. Т. 12.
Швецов М. С. Петрография осадочных пород. М., 1958. 416 с.
Шепард Ф. П. Жизнь кораллового рифа. Л., 1987. 183 с.
Шумейко С. И. Литология и породообразующие организмы (кокко-
литофориды) верхнемеловых отложений востока Украины и области Кур-
ской магнитной аномалии. Харьков, 1971. 163 с.
Юдович Я. Э.» Майдль Т. В., Иванова Т. И. Геохимия строн-
ция в карбонатных отложениях. Л., 1980. 152 с.
Янатьева О. К. О характере растворимости доломита в воде из
раствора сернокислого кальция при различных парциальных давлениях СО2//
//Неорганическая химия. 1956. Т. 1, № 7.
Ball М. М. Carbonate sand bodies of Florida and Bahamas//J. Sed. Pe-
trology. 1967. Vol. 37. P. 556—591.
Bathurst R. G. C. Carbonate sediments and their diagenesis//Deve-
lopments in sedimentology. N 12. Amsterdam, 1971. 620 p.
Carbonate rocks 111: organic reefs//Selected papers reprinted from AAPG
Bulletin. AAPG Reprint ser. N 15. Tulsa, USA, 1975 190 p.
С a r 0 z z i A. V. Microscopic sedimentary petrography. N. Y., 1960. 485 p.
С a r 0 z z i A. V. Carbonate rocks (transl. Cayeux L. Les roches sedimen-
taires. 1935). N. Y., 1970. 506 p.
С a у u e x L. Les roches sedimentaires de France: roches carbonatees.
Paris, 1935. 447 p.
Dunham R. J. Classification of carbonate rocks according to deposi-
tional texture//Am. Ass. Petrol. Geol. Mem. 1. 1962. P. 108—121.
Deep-water carbonate environments/Cook H. E., Enos P. Soc. Econ. Pa-
leont. and Mineralog. Spec. Publ. N 25. Tulsa, USA, 1977. 336 p.
Fairbridge R. W. The dolomite question, in regional aspects of car-
bonate deposition/LeBlanc R. L., Breeding J. G.//Soc. Econ. Paleont and Mi-
neralog. Spec. Publ. N 5. 1957. P. 125—178.
Folk R. L. Practical petrographic classification of limestones//Am. Ass.
Petrol. Geol. Bull. 1959. Vol. 43. P. 1—38.
Folk R. L. Carbonate petrography in the post-Sorbian age, in Evolving
concepts in sedinentology (Ginsburg R. N., ed). Baltimore, 1973. P. 118—158.
Logan B. W. et al. Carbonate sedimentation and environments Shark
Bay, Western Australia. Tulsa, USA, 1970. 223 p.
Logan B. W. et al. Evolution and diagenesis of Quaternary carbonate
sequences, Shark Bay, Western Australia. Tulsa. USA, 1974. 358 p.
К главе 8
Анатольева А. И. Домезозойские красноцветные формации. Ново-
сибирск, 1972. 346 с.
Атлас структур и текстур галогенных пород СССР/Я. Я. Яржемский и
др. Л., 1974. 231 с.
Бром в соляных отложениях и рассолах. М., 1976. 75 с.
Валяшко М. Г. Геохимические закономерности формирования место-
рождений калийных солей. М., 1962. 398 с.
Валяшко М. Г. Генезис рассолов осадочной оболочки//Химия земной
коры. Т. 1. М, 1963. С. 253—277.
408
Валяшко М. Г. О постоянстве состава воды Мирового океана//Вестн.
Моск, ун-та. Сер. геол. 1963. № 1.
Валяшко М. Г., Петрова Е. М. Метаморфизация ионом кальция
соляных вод карбонатного типа//Труды Всесоюз. ин-та галургии. 1952.
Вып. 23.
Дерпгольц В. Ф. Гидросфера и хлор//Литология и полезные иско-
паемые. 1963. № 1. С. 43—57.
Дзенс-Литовский А. И. Природные соли пустынь//Природа. 1963.
№ 3. С. 75—82.
Дзенс-Литовский А. И. Проблема Кара-Богаз-Гола//Литология
и полезные ископаемые. 1966. № 1. С. 88—96.
Дзенс-Литовский А. И. Кара-Богаз-Гол. Л., 1967. 95 с.
Дзенс-Литовский А. И. Соляные озера СССР и их минеральные
богатства. Л., 1968. 118 с.
Дзенс-Литовский А. И., Васильев Г. А. Геологические усло-
вия формирования донных отложений Кара-Богаз-Гола в связи с колеба-
ниями уровня Каспийского моря//Изв. АН СССР. Сер. геол. 1961. № 3.
С. 101—109.
Дривер Дж. Геохимия природных вод. М., 1985. С. 233.
Жарков М. А. Палеозойские соленосные формации мира. М., 1974.
392 с.
Жарков М. А. Эволюция галогенного осадконакопления в историк
Земли//27-й Междунар. геол, конгр. Т. 4. Литология. М., 1984. С. 69—75.
Жарков М. А. и др. Бишофитовые отложения Приволжской монокли-
нали//Особенности строения залежей бишофита и калийных солей. Новоси-
бирск, 1980. С. 4—32.
Жарков М. А. и др. Классификация соленосных формаций по веще-
ственному составу и закономерности пространственного положения//Основ-
ные проблемы соленакопления. Новосибирск, 1981. С. 3—22.
Жаркова Т. М. Типы пород кембрийской соленосной формации Си-
бирской платформы. Новосибирск, 1976а. 301 с.
Жаркова Т. М. Классификация и номенклатура пород кембрийских и
девонских соленосных формаций Евразии//Эволюция осадочного породооб-
разования в истории Земли. Новосибирск, 19766. С. 20—31.
Закономерности строения карбонатных, галогенных и терригенных фор-
маций. Новосибирск, 1985. 172 с.
Иванов А. А. Основы геологии и методика поисков, разведки и оцен-
ки месторождений минеральных солей. М., 1953.
Иванов А. А. Сульфатные и бессульфатные природные калийные со-
ли//Сов. геология. 1975. № 8. С. 75—84.
Иванов А. А., Воронова М. Л. Галогенные формации. М., 1972.
175 с.
Коган В. Д. Галогенные формации имеют эндогенное происхожде-
ние?//Сов. геология. 1968. № 5.
Кореневский С. М. Основные принципы прогнозирования место-
рождения калийных солей. Новосибирск, 1965. 38 с.
Кореневский С. М. Комплекс полезных ископаемых галогенных фор-
маций. М., 1973. 300 с.
Кудрявцев Н. А. О галогенном метасоматозе//Проблемы происхож-
дения нефти. Киев, 1966.
Курнаков Н. С. Метаморфизация рассолов Крымских соляных
озер//3ап. СПб. минер, о-ва. 1986. Т. 34, вып. 2.
Литология и геохимия соленосных толщ. Киев, 1980.
Мельникова 3. М. Физико-химические исследования условий форми-
рования ангидрита и гипса: Автореф. дис. ... канд. геол.-минер, наук. Ново-
сибирск, 1973. 24 с.
Осадочные формации и обстановки их образования. Новосибирск, 1987.
160 с.
Особенности строения залежей бишофита и калийных солей//Труды
Ин-та геологии и геофизики СО АН СССР. 1980. Вып. 439.
Петтиджон Ф. Дж. Осадочные породы. М., 1981. 751 с.
409
Писарчик Я. К. Литолого-гидрохимические преобразования галоген-
но-карбонатных формаций в зоне гипергенеза//Литология и полезные иско-
паемые. 1975. № 3. С. 105—120.
Проблемы соленакопления. Т. 1. Новосибирск, 1977.
Разумовская Е. Э. Описание соленосной толщи Соликамского ме-
сторож дения//Труды ГГРУ. 1931. Вып. 54.
Соленосные формации и практическое значение их изучения. Новоси-
бирск, 1979.
Сонненфелд П. Рассолы и эвапориты. М., 1988. 479 с.
Справочник по литологии. М., 1983. 509 с.
Справочное руководство по петрографии осадочных пород. Т. 2. Л.,
1958. 520 с.
Страхов Н. М. Типы осадочного процесса и формации осадочных по-
род//Изв. АН СССР. Сер. геол. 1956. № 8. С. 29—61.
Страхов Н. М. Основы теории литогенеза. Т. 3. М., 1962. 550 с.
Страхов Н. М. Типы литогенеза и их эволюция в истории Земли. М.,
1963. 535 с.
Уразов Г. Г. О порядке отложения солей Соликамского калиевого ме-
сторождения//Труды Гл. геол.-развед. упр. 1932. № 43. С. 28—58.
Ф и вег М. П. О длительности накопления соляных толщ//Труды
ВНИИГА. 1954. Вып. 29.
Фи вег М. П. Условия образования месторождений калийных солей//
//Бюл. МОИП. Отд. геол. 1955. Т. 30, вып. 3.
Фивег М. П. Типы солеродных бассейнов//Труды Всесоюз. НИИ га-
лургии. 1956. Вып. 32.
Фивег М. П. К вопросу о закономерностях накопления ископаемых со-
лей//Сов. геология. 1968. № 5.
Химия океана. М., 1979. Т. 1. 518 с.; Т. 2. 536 с.
Эволюция осадочного породообразования в истории Земли. Новоси-
бирск, 1976.
Яржемский Я. Я. Калийные и калиеносные галогенные породы. Но-
восибирск, 1967. 136 с.
Яржемский Я. Я. Вопрос о формировании боратов. Л., 1968. 92 с.
Яржемский Я. Я. и др. Атлас структур и текстур галогенных по-
род СССР. Л., 1974. 231 с.
Lotze F. Steinsalz und Kalisalze Geologie. Die Wichtigsten Lagerstat-
ten der «Nichterze». 1938. Bd 3. T. 1.
Ochsenius C. Die Bildung der Steinsalzlager und ihrer Muttersalze.
Halle, 1887. 172 S.
U d d e n J. A. Geology and mineral resources of the Peoria Quadrangle//
//Bull. U. S. Geol, Surv. 1912. Vol. 506. P. 45—70.
Udden J. A. Laminated anhydrite in Texas//Bull. Geol. Soc. Amer. 1924.
Vol. 35. P. 347—354.
U s i g 1 i о J. Analyse de 1’eau de la Mediterranee sur les c6tes de Fran-
ce/i/Ann. Chim. Phys. 1849 [3], 27 (2). P. 92—107; 28 (3). P. 177—191.
К главе 9
Архангельский А. Д. Петрографические и химические типы рус-
ских фосфоритов//Фосфориты СССР. Л., 1927. С. 23—34.
Архангельский А. Д. Избранные труды. Т. 2. М., 1954. С. 623—
642.
Батурин Г. Н. Фосфориты на дне океанов и морей. М., 1978. 231 с.
Батурин Г. Н., Дубинчук В. Т. Микроструктуры океанских фос-
форитов. М., 1979. 199 с.
Безруков П. Л. Роль А. Д. Архангельского в геологическом исследо-
вании фосфоритов СССР//Вопросы литологии и стратиграфии СССР. М.,
1951. С. 477—486.
Блисковский В. 3. Вещественный состав и обогатимость фосфори-
товых руд. М., 1983. 200 с.
410
Брагина В. И., Красильникова Н. А. Фосфориты Восточной Си-
бири и их обогащение. Красноярск, 1971. 231 с.
Бродская Н. Г. Роль вулканизма в образовании фосфоритов. М.^
1974. 200 с.
Бушинский Г. И. Апатит, фосфорит, вивианит. М., 1952. 91 с.
Бушинский Г. И. Древние фосфориты Азии и их генезис. М., 1966.
194 с.
Бушинский Г. И. Формация Фосфория. М., 1969. 104 с.
Бушинский Г. И. Полезные ископаемые. Фосфориты//Литология в-
исследованиях ГИН АН СССР. М., 1980. С. 243—251.
Вещественный состав фосфоритов. Новосибирск, 1979. 184 с.
Генезис и закономерности размещения фосфоритов. М., 1974. 116 с.
Геология и ресурсы фосфатного сырья Казахстана. Алма-Ата, 1973.
161 с.
Геология месторождений фосфоритов. Вьш. 7. М., 1962. 303 с.
Геология месторождений фосфоритов. М., 1983. 310 с.
Геология месторождений фосфоритов, методика их прогнозирования и
поисков. М., 1980. 245 с.
Гиммельфарб Б. М. Закономерности размещения месторождений
фосфоритов СССР и их генетическая классификация. М., 1965. 307 с.
Гуревич Б. Г. Литогенетические типы фосфоритов Хубсугульского
фосфоритоносного бассейна//Литология и генезис фосфоритоносных отложе-
ний СССР. М., 1980. 236 с.
Е г а н о в Э. А. Проблемы образования и размещения пластовых фосфо-
ритов. Новосибирск, 1974. 180 с.
Е г а н о в Э. А., Советов Ю. К. Каратау — модель региона фосфато-
накопления//Труды Ин-та геологии и геофизики СО АН СССР. Вып. 427.
Новосибирск, 1979. 190 с.
3 а н и н Ю. Н. Вещественный состав фосфоритоносных кор выветрива-
ния и связанных с ними месторождений фосфоритов. Новосибирск, 1975.
210 с.
Занин Ю. Н., Кривопуцкая Л. М. Тонкая кристаллическая струк-
тура апатитового вещества фосфоритов и ее геологическая интерпретация//'
//Литология и полезн. ископ. 1977. № 8. С. 78—93.
Ильин А В. Хубсугульский фосфоритоносный бассейн. М., 1973. 166 с.
Ильин А. В. VIII Международная конференция по фосфоритам, 6—
17 мая 1985//Изв. АН СССР. Сер. геол. 1986. № 4. С. 138—140.
Ильяшенко В. Я. Фосфоритоносные формации Средней Азии//Гео-
логические закономерности размещения и формирования полезных ископае-
мых Тянь-Шаня. Ташкент, 1985. С 67—78.
Казаков А. В. Химическая природа фосфатного вещества фосфори-
тов и их генезис. Л., 1937. 74 с.
Казаков А. В. Фосфатные фации. Происхождение фосфоритов и гео-
логические факторы формирования месторождений. М., 1939.
Казаков А. В. Фторапатитовая система равновесий в условиях обра-
зования осадочных пород//Труды ИГН АН СССР. 1950. Вып. 114.
Казаков А. В. и др. Минералогические и физико-химические исследо-
вания некоторых осадочных пород и полезных ископаемых//Труды ИГН
АН СССР. 1957. Вып. 152. 164 с.
Карпова М. И. Состав и генезис мезозойских фосфоритов востока
Русской платформы. М., 1982. 128 с.
Киперман Ю. А. Геолого-промышленные основы поисков и оценки
месторождений фосфоритов. М., 1981. 166 с.
Киперман Ю. А., Недогон А. В., Тимченко А. И. Экономика
фосфатного сырья зарубежных стран. М., 1975. 112 с.
Красильникова Н. А. О генезисе фосфоритов и эволюции фосфо-
ритообразования//Литология и полезн. ископ. 1967. № 5. С. 156—163.
Красильникова Н. А., Шмелькова Ю. Ф. Петрографические ти-
пы фосфоритов и промышленные месторождения//Труды ГИГХС. 1975
Вып. 31. С. 5—27.
411
Кук П. Дж., Шерголд Дж. Г. Позднепротерозойские — кембрийские
фосфориты и фосфогенез//Неметаллические полезные ископаемые. 27-й МГК.
Доклады. Т. 15. М., 1984. С. 31—48.
Либрович В. Л., Мызникова Л. М. Фосфориты//Критерии прог-
нозной оценки территорий на твердые полезные ископаемые. Л., 1978.
С. 547—556.
Литология и генезис фосфатоносных отложений СССР. М., 1980. 236 с.
Литология фбсфоритоносных отложений. М., 1976. 183 с.
Логвиненко Н. В. Петрография осадочных пород. М., 1984. 416 с.
Лука Прево Л. Синтез апатита. К вопросу о новой модели гене-
зиса осадочных фосфоритов//Неметаллические полезные ископаемые. 27-й
МГК. Доклады. Т. 15. М., 1984. С. 59—68.
Миртов Ю. В. и др. Ультрамикроструктуры фосфоритов (атлас мик-
рофотографий). М., 1987. 224 с.
Научные основы прогноза и поисков фосфоритов/Ред. А. С. Соколов//
//Труды ГИГХС. 1975. Вып. 31. 106 с.
Петтиджон Ф. Дж. Осадочные породы. М., 1981. 751 с.
Покрышкин В. И. Закономерности размещения промышленных ме-
сторождений фосфоритов докембрия и фанерозоя мира. М., 1981. 207 с.
Самойлов Я. В. К минералогии фосфоритовых месторождений//Тру-
ды Комиссии по исследованию фосфоритовых залежей. М. Т. 3. 1911; Т. 4.
1912; Т. 6. 1914; Т. 7. 1915.
Самойлов Я. В. Биолиты как орудие постижения жизни прежних
геологических эпох//Биолиты. М., 1929.
Смирнов А. И. Вещественный состав и условия формирования основ-
ных типов фосфоритов. М., 1972. 96 с.
Соколов А. С. Классификация и закономерности размещения место-
рождений фосфатов//Неметаллические полезные ископаемые. 27-й МГК. До-
клады. Т. 15. М., 1984. С. 48—58.
Страхов Н. М. Климат и фосфатонакопление//Геология рудных ме-
сторождений. 1960. № 1. С. 3—15.
Фосфаты Дальнего Востока. Владивосток, 1980. 148 с.
Фосфоритоносные формации юга Сибири. Красноярск, 1972. 224 с.
Фосфориты Западной Сибири. М., 1965. 150 с.
Фролов В. Т. Палеогеографические условия накопления фосфоритов
Алжиро-Тунисского бассейна//Изв. вузов. Геология и разведка. 1969. № 5.
С. 144—151.
Фролов В. Т., Покрышкин В. И. Условия образования фосфори-
тов северной части Аравийско-Африканской провинции в Средней Азии//Ли-
тология и генезис фосфоритоносных отложений СССР. М., 1980. С. 216—228.
Шатский Н. С. Фосфоритоносные формации и классификация фосфо-
ритовых залежей//Избр. труды. Т. 3. М., 1965. С. 52—143.
Шелдон Р. П. О приуроченности пермских фосфоритов Скалистых гор
к эпохам полярных оледенений//Неметаллические полезные ископаемые.
27-й МГК. Доклады. Т. 15. М., 1984. С. 85—94.
Школьник Э. Л., Батурин Г. Н. О строении и происхождении
фосфоритов подводных гор Мид-Пасифик, Тихий океан//Тихоокеанская гео-
логия. 1986. № 1. С. 22—26.
Юдин Н. И., Арсеньев А. А. Фосфатоносность древних толщ юга
Восточной Сибири. М., 1970. 123 с.
Яншин А. Л., Ильин А. В., Еганов Э. А. Основные проблемы
древнего фосфатонакопления//Неметаллические полезные ископаемые. 27-й
МГК. Доклады. Т. 15. М., 1984. С. 95—103.
Ben tor Y. К. Marine phosphates//SEPM Spec. Publ. 1980. 29 p.
World survey of phosphate deposits//3rd ed. L., British Sulphur Corpora-
tion Ltd., 1971. 180 p.
С a у e u x L. Etudes des gites mineraux de la France. Les phospates de
chaux sedimentaires de France//Imprimerie Nationale. T. 1. P., 1939. 359 p.
Cook P. J. Sedimentary phosphate deposits /Wolf К. H., ed.//Handhook
of stratabound and stratiform ore deposits. Vol. 7. Amsterdam, 1976. P. 505—
535.
412
Cook P. J., S h e r g о 1 d J. H. Proterozoic-Cambrian Phosphorites. Can-
berra, 1979. 106 p.
К a i 1 a A. Biological absorbtion of phosphorus//oil Sci. 1949. Vol. 68.
P. 279—289.
Manheim F„ Rowe G. T., J i p a D. Marine phosphrite formation//
//Sediment Petrol. 1975. Vol. 45. P. 243—251.
Phosphate deposits of the world. 1985. Vol. 1. 467 p.
Sheldon R. P. Ancient marine phosphorites//Annu. Rev. Earth and
Planet. Sci. 1981. Vol. 9. P. 251—284.
Southgatie P. N. Proterozoic and Cambrian phosphorites-specialist
studies: Middle Cambrian phosphatic hardgrounds, phoscrete profiles and stro-
matolite and their implications for phosphogesis//Phosphate deposits of the
world. Cambridge, 1986. P. 327—351.
А главе 10
Аксенов А. А. О рудном процессе в верхней зоне шельфа. М., 1972.
160 с.
А н-д р о н о в С. М. Девонские бокситовые горизонты восточного склона
Урала и их стратиграфическое положение//Сов. геология. 1965. № 2.
Архангельский А. Д. Типы бокситов СССР и их генезис//Труды
конференции по генезису руд железа, марганца и алюминия. М., 1937.
Бардоши Д. Геология бокситовых месторождений Венгрии//Изв. АН
СССР. Сер. геол. 1957. № 9.
Батурин Г. Н. Геохимия железомарганцевых конкреций океана. М.,
1986. 328 с.
Бенеславский С. И. Минералогия бокситов. М., 1963. 170 с.-
Бетехтин А. Г. и др. Курс месторождений полезных ископаемых. М.,
1964. 590 с.
Б и д ж и е в Р. А. и др. Палеогеографический анализ для прогнозиро-
вания бокситоносности. М., 1980. 650 с.
Бокситы, их минералогия и генезис. М., 1958. 488 с.
Бородаев Ю. С. и др. Лабораторные методы исследования минера-
лов, руд и пород. М., 1979. 272 с.
Бутузова Г. Ю. Типы современных гидротермальных и гидротермаль-
но-осадочных образований активных зон Мирового океана//Литология и по-
лезн. ископ. 1989. № 5. С. 3—23.
Бутузова Г. Ю. и др. Минералогия и процессы формирования окис-
ных форм железа и марганца в рифтовой зоне Красного моря//Литология
и полезн. ископ. 1988. № 4. С. 21—35; № 6. С. 17—30.
Бушинский Г. И. Геология бокситов. М., 1971. 368 с.
Валетон И. Бокситы. М., 1974. 215 с.
Варенцов И. М., Путилина В. С., Зайцева Л. В. Изучение ме-
ханизма формирования железомарганцевых конкреций и корок в современ-
ных бассейнах//Литология и полезн. ископ. 1988. № 4. С. 14—20; № 5.
С. 88—100.
Волков И. И. Железомарганцевые конкреции//Океанология. Химия
океана. Т. 2. Геохимия донных осадков. М., 1979. С. 414—467.
Вопросы геологии и геохимии бокситов. М., 1964 а. 481 с.
Вулканогенно-осадочный лито- и рудогенез. Алма-Ата, 1981. 156 с.
Гаврилов А. А. Эксгаляционно-осадочное рудонакопление марганца.
М, 1972. 216 с.
Генезис бокситов. М., 1966. 274 с.
Гинзбург И. И. и др. Древняя кора выветривания на ультраоснов-
ных породах Урала. Ч. 1, 2//Труды ИГН АН СССР. 1946, 1947. Вып. 80, 81.
Гладковский А. К., Шарова А. К. Бокситы Урала. М., 1951.
Горецкий Ю. К. Закономерности размещения бокситовых месторож-
дений//Труды ВИМС. 1960. Вып. 5 (нов. сер.).
Горяйнов И. Н., Горяйнова Г. И. К вопросу о «непотопляемо-
сти» железомарганцевых конкреций//Докл. АН СССР. 1983. Т. 272, № 2.
С. 432—437.
413
Григорьев В. Н. Геосинклинальные бокситы//Труды Ин-та геол. АН
СССР. 1968. Вып. 196.
Грязнов В. И. и др. Никопольский марганцеворудный бассейн. М.,
1964.
Гуткин Е. С., Родченко Ю. М. Формации и фации бокситонос-
ных отложений Североуральского бассейна //Сов. геология. 1968. № 5.
Дзоценидзе Г. С. Роль вулканизма в образовании осадочных пород
и руд. М., 1969. 344 с.
Железомарганцевые конкреции Мирового океана. Л., 1984. 174 с.
Железомарганцевые конкреции Тихого океана. М., 1976. 200 с.
Железомарганцевые конкреции центральной котловины Индийского океа-
на. М., 1989. 223 с.
Железомарганцевые конкреции центральной части Тихого океана. М.,
1986. 344 с.
Железорудные месторождения мира. Т. 1, 2. М., 1955.
Зеленов К. К- Вулканы как источники рудообразующих компонентов
осадочных толщ. М., 1972. 216 с.
Калиненко В. В. Геохимия и рудоносность морских отложений ран-
него миоцена Северного Кавказа. М., 1990. 238 с.
Камецкий С. П. Методы полевого химического определения бокси-
тов. М., 1957. 18 с.
Кантор М. И. Генезис керченских руд. М., 1938.
Каржавин Н. А. Красная Шапочка. М., 1975. 158 с.
Керченский железорудный бассейн. М., 1967. 573 с.
Кривцов А. И. Мезозойские и кайнозойские бокситы СССР, их гене-
зис и промышленное значение. Ч. 1, 2. Л., 1968, 1969.
Квонен Д. Подводные минеральные месторождения. М., 1982. 390 с.
Латериты. М., 1964. 138 с.
Лисицын А. П., Богданов Ю. А., Гурвич Е. Г. Гидротермаль-
' ные образования рифтовых зон океана. М., 1990. 256 с.
Лисицын А. П. и др. Металлоносные осадки и их генезис//Геолого-
геофизические исследования в юго-восточной части Тихого океана. М., 1976.
С. 289—379.
Лисицына Н. А. Вынос химических элементов при выветривании ос-
новных пород. М., 1973. 224 с.
Марганцевые месторождения СССР. М., 1967. 460 с.
Мейнард Дж. Геохимия осадочных рудных месторождений. М., 1985.
358 с.
Меро Дж. Минеральные богатства океана. М., 1969. 440 с.
Металлогения осадочных и осадочно-метаморфических пород. М., 1966.
200 с.; 1973. 248 с.; 1978. 160 с.
Металлоносные осадки Индийского океана. М., 1987. 166 с.
Металлоносные осадки Красного моря. М„ 1986. 288 с.
Металлоносные осадки юго-восточной части Тихого океана. М., 1979.
280 с.
Михайлов Б. М. Региональные и локальные закономерности разме-
щения бокситовых месторождений. Л., 1978. 68 с.
Михайлов Б. М. Рудоносные коры выветривания. Л., 1986. 238 с.
Морозов А. А. О механизме фиксации Мп и Fe на поверхности же-
лезомарганцевых конкреций//Докл. АН СССР. 1985. Т. 282, № 3. С. 688—692.
Никитина А. П. Древняя кора выветривания кристаллического фун-
дамента Воронежской антеклизы и ее бокситоносность. М., 1968.
Никитина А. П., Битовская И. В., Никитин К. К. Минерало-
го-геохимические закономерности формирования профилей и полезных иско-
паемых коры выветривания. Некоторые вопросы методики их изучения. М.,
1971. 91 с.
Никопольский марганцево-рудный бассейн. М., 1964. 535 с.
Перельман А. И. Геохимия. М., 1989. 528 с.
Попов В. Е. Вулканогенно-осадочные месторождения. Л., 1979. 296 с.
Проблемы образования железистых пород докембрия. Киев, 1969. 312 с.
414
Скорнякова Н. С. Морфогенетические типы Fe-Mn-конкреций радио-
ляриевого пояса Тихого океана//Литология и полезн. ископ. 1984. № 6.
С. 67—83.
Скорнякова Н. С., Зенкевич Н. Л. Распределение железомарган-
цевых конкреций в поверхностном слое Тихого океана//Океанология. 1961.
Т. 1, № 1. С. 85—94.
Соколова Е. И. Физико-химические исследования осадочных желез-
ных и марганцевых руд и вмещающих их пород. М., 1962. 216 с.
Справочник по литологии. М., 1983. 509 с.
С т а щ у к М. Ф. Проблема окислительно-восстановительного потенциа-
ла в геологии. М., 1968. 208 с.
Страхов Н. М. Избранные труды. Проблемы осадочного рудообразо-
вания. М., 1986. 584 с.
Страхов Н. М. и др. Геохимия осадочного марганцеворудного про-
цесса. М., 1968. 496 с.
Татаринов П. М. и др. Курс месторождений твердых полезных ис-
копаемых. Л., 1975. 631 с.
Теодорович Г. И. Аутигенные минералы осадочных пород. М., 1958.
225 с.
Формозова Л. Н. Железные руды Северного Приаралья. М., 1959.
444 с.
Херасков Н. П. Геология и генезис восточнобашкирских марганце-
вых месторождений//Вопросы литологии и стратиграфии СССР. М., 1951.
С. 328—348.
Ходюш Л. Я., Кулик Д. А. Ритмическая слоистость докембрийских
железорудных образований и модели ее происхождения. Киев, 1983. 64 с.
Чернов В. М. и др. Вулканогенные железисто-кремнистые форма-
ции Карелии. Петрозаводск, 1970. 286 с.
Чиатурское месторождение марганца. М., 1964.
Чудаев О. В. Минералогия марганца//Железомарганцевые конкреции
центральной части Тихого океана. М., 1986. С. 185—191.
Чухров Ф. В., Горшков А. И. Минералогия керченских руд//Изв.
АН СССР. Сер. геол. 1978. № 1. С. 60—77.
Чухров Ф. В. и др. О вернадите//Изв. АН СССР. Сер. геол. 1978.
№ 6. С. 5—19.
Чухров Ф. В., Д р и ц В. А., Горшков А. И. О структурных преоб-
разованиях окислов марганца океанических Ре-Мп-конкреций//Изв. АН
СССР. Сер. геол. 1987. № 1. С. 3—14.
Шнюков Е. Ф., Белодед Р. М., Цемко В. П. Полезные ископае-
мые Мирового океана. Киев, 1978. 254 с.
Штеренберг Л. Е. Главные марганцевые минералы океанских же-
лезомарганцевых конкреций//Литология и полезн. ископ. 1978. № L
С. 32—49.
Штеренберг Л. Е. Современное рудообразование на дне океанов//
//Геология рудных месторождений. 1984. № 4. С. 76—91.
Юдин Н. И. Железные руды Ангаро-Питского бассейна//Очерки оса-
дочных месторождений полезных ископаемых. М., 1958. С. 47—60.
Andrews J. Е., Friedrich G. Н. W. Distribution patterns of man-
ganese nodule deposits in the northeast equatorial Pacfic//Mar. Mining. 1979.
N 2. P. 1—43.
Bischoff I. L., Piper D. Z. Marine geology and oceanography of the
Pacific manganese nodule province. N. Y.; L., 1979. 842 p.
Bonnatti E., Kraemer T., Rydell H. Classification and gegesis
of submarine iron-manganese deposits//Ferromanganese deposits on the ocean
floor/Ed. Dr. Horn. Washington, 1972. P. 149—166.
Burns R. G., Burns V. M. Mineralogy of manganese nodules//Glassby
G. P. (ed.). Marine Manganese deposits. Amsterdam. 1977. P. 185—248.
Burns R. G., Burns V. M. Manganese oxides//Marine minerals. Wash.:
Min. Soc. Amer. 1979. P. 1—46.
Cronan D S. Manganese nodules and other feromanganese oxide de-
posits//Chemical oceanography. Vol. 5. L., 1976. P. 217—263.
415
Elgerfild H. Manganese fluxes to the ocean//Mar. Chem. 1976. Vol. 4,
N 2. P. 103—132.
Gi ova noli R. On Natural and synthetic manganese nodules//Geol. and
geochem. of manganese. Vol. 1. Stuttgart, 1980. P. 159—202.
G1 a s b у G. P. The mineralogy of manganese nodules from a range of
marine environments//Mar. Geol. 1972. Vol. 13, N 1. P. 57—72.
Halbach P. et al. Geochemical and mineralogical control of different
genetic types of deep-sea nodules from the Pacific ocean//Min. deposits. 1981.
Vol. 16. P. 59—84.
Mancheim F. T. Manganese-iron accumulations in the shallow marine
environment-Narraganset//Mar. Leb. Occass. Publ. 1965. Vol. 3. P. 217—235.
M о r i t a n i T. et al. Description, classification of manganese nodules//
//Geol. Surv. Jap. Cruise Rep. 1977. N 8. P. 136—158.
Turner S., Buseck P. Todorokite: A new family of natirally occuring
manganese oxides//Min. Mag. 1982. Vol. 46. P. 253—256.
Wendt J. Encrusting organisms in deep-sea manganese nodules//Spec.
Publ. Intern. Assoc. Sedimentol. 1974. Vol. 1. P. 437—447.
К главе 11
Аммосов И. И. и др. Петрология органических веществ в геологии
горючих ископаемых. М., 1987. 333 с.
Афанасьев Б. Л. Палеотектоника и угленосность. М., 1968. 155 с.
Богоров В. Г. Планктон Мирового океана. М., 1974. 320 с.
Бордовский О. К. Органическое вещество морских и океанских осад-
ков в стадию раннего диагенеза. М., 1979. 104 с.
Ботнева Т. А. Генетические основы классификации нефтей. М., 1987.
196 с.
Брук М. С. Подвалы биосферы. М., 1987. 176 с.
Б урлин Ю. К. Природные резервуары нефти и газа. М., 1976. 136 с.
Б у р л и н Ю. К. Нефтегазообразование в геосинклинальных осадочных
формациях Тихоокеанского пояса. М., 1981. 200 с.
Бур шт ар М. С., Львов М. С. География и геология нефти и газа
СССР и зарубежных стран. М., 1979. 364 с.
Б ы к С. Ш. и др. Газовые гидраты. М., 1980.
Вассоевич Н. Б. Современные представления об условиях образо-
вания нефти. М., 1981. 40 с.
Вассоевич Н. Б. Геохимия органического вещества и происхождение
нефти. М., 1986. 368 с.
Вассоевич Н. Б. Нефтегазоносность осадочных бассейнов. М., 1988.
260 с.
Вассоевич Н. Б. Литология и нефтегазоносность. М., 1990. 464 с.
Виноградов А. П. Геохимия живого вещества. Л., 1932. 67 с.
Вернадский В. И. Живое вещество. М., 1978. 358 с.
Вебер. В. В. Нефтеносные свиты и их современные аналоги. М., 1973.
Волкова И. Б. Органическая петрология. Л., 1990. 299 с.
Всеволожский В. А. Основы гидрогеологии. М., 1991. 351 с.
Высоцкий И. В., Высоцкий В. И. Формирование нефтяных, газо-
вых и конденсатных месторождений. М., 1986.
Высоцкий И. В., Оленин В. Б., Высоцкий В. И. Нефтеносные
бассейны зарубежных стран. М., 1981. 479 с.
Вышемирский В. С., Конторович А. Э., Трофимук А. С.
Миграция рассеянных битумоидов. Новосибирск, 1971. 167 с.
Га пеев А. А. Твердые горючие ископаемые. М., 1949. 335 с.
Генезис нефти и газа. М., 1967. 712 с.
Генерация углеводородов в процессе литогенеза осадков/С. Г. Неручев
и др. Новосибирск, 1976. 198 с.
Геодекян А. А. и др. Генетические закономерности нефтегазоносно-
сти акваторий. М., 1980. 269 с.
Геология гигантских месторождений нефти и газа/М. Хэлбути и др. М.5.
416
Геология и нефтегазоносность рифовых комплексов. М., 1968. 244 с.
Голицын М. В., Голицын А. М. Все об угле. М., 1989. 192 с.
Голицын М. В., Прокофьева Л. М. Горючие сланцы — альтерна-
тива нефти. М., 1990. 48 с.
Гольдберг И. С. Природные битумы СССР. Л., 1981. 193 с.
Горючие сланцы/Пер. с англ. Л., 1980. 262 с.
Губкин И. М. Учение о нефти. М., 1975.
Гусева А. Н., Соболев Е. В. К вопросу о геохимической класси-
фикации нефтей//Вестн. Моск, ун-та. Сер. геол. 1979. № 3. С. 45—49.
Дорохин И. В. Мощные пласты угля. М., 1968. 128 с.
Дроздова Т. В. Геохимия аминокислот. М., 1977. 200 с.
Еременко Н. А. Геология нефти и газа. М., 1968. 389 с.
Еремин Й. В. Изменение петрографических особенностей углей при
окислении их в естественных условиях. М., 1956. 79 с.
Жаб рев Д. В. Сингенетично-нефтеносные свиты и нефтепродуцирую-
щие породы, слагающие их. М., 1964. 196 с.
Жемчужников Ю. А. Общая геология ископаемых углей. 2-е изд.
М., 1948. 490 с.
Жемчужников Ю. А., Гинзбург А. И. Основы петрографии уг-
лей. М„ 1960. 400 с.
Жузе Т. П. Миграция углеводородов в осадочных породах. М., 1986.
188 с.
Зорькин Л. М., Старобинец И. С., Стадник Е. В. Геохимия
природных газов нефтегазоносных бассейнов. М., 1984.
Иванов Г. А. Угленосные формации. Л., 1967. 408 с.
Калинко М. К. Нефтегазоносность акваторий мира. М., 1969. 224 с.
Калинко М. К. Тайны образования нефти и горючих сланцев. М.г
1981. 191 с.
Калинко М. К. Геология и геохимия нефтидов. М., 1987. 242 с.
Карцев А. А. Основы геохимии нефти и газа. М., 1978. 280 с.
Катагенез и нефтегазоносность/Г. М. Парпарова и др. Л., 1981. 240 с.
Клубов Б. А. Природные битумы Севера. М., 1983. 203 с.
Козлов В. П., Токарев Л. В. Основы генетической классификации
каустобиолитов. М., 1957. 88 с.
Коллекторы нефти и газа и флюидоупоры. Новосибирск, 1983. 160 с.
Корчагина Ю. И., Четверикова О. П. Методы оценки гене-
рации углеводородов в нефтепродуцирующих породах. М., 1983.
Кравцов А. И. Основы геологии горючих ископаемых. М., 1982. 424 с.
Ларская Е. С. Диагностика и методы изучения нефтематерииских
толщ. М., 1983. 200 с.
Леворсен А. И. Геология нефти и газа. М., 1970. 640 с.
Матвеев А. К. Угольные бассейны и месторождения зарубежных
стран. М., 1979. 311 с.
Международный толковый словарь по петрологии углей. М., 1965. 267 с.
Месторождения горючих сланцев. М., 1988.
Миронов К. В. Справочник геолога-угольщика. М., 1982. 311 с.
Накопление и преобразование органического вещества современных и ис-
копаемых осадков. М., 1990. 207 с.
Неручев С. Г. Нефтепроизводящие свиты и миграция нефти. Л., 1969.
224 с.
Нестеров И. И. Критерии прогноза нефтегазоносности. М., 1969.
Нефтематеринские свиты и принципы их диагностики. М., 1979. 270 с.
Оленин В. Б. Новый нефтегазоносный континент. М., 1969. 152 с.
Оленин В. Б. Нефтегеологическое районирование по генетическому
принципу. М., 1977. 224 с.
Органическая геохимия/Пер. с англ. Л., 1974. 487 с.
Орлов Н. А., Успенский В. А. Минералогия каустобиолитов. М.;
Л., 1936. 199 с.
Осадочно-миграционная теория образования нефти. М., 1978. 288 с.
Осадочные бассейны и их нефтегазоносность. М., 1983. 312 с.
Палеогеографический прогноз нефтегазоносности. М., 1981. 224 с.
417
Панкина Р. Г. Геохимия изотопов серы нефтей и органического ве-
щества. М., 1978. 247 с.
Петров Ал. А. Углеводороды нефти. М., 1984.
Петрографические особенности и свойства углей. М., 1963. 380 с.
Петрографические типы углей СССР. М., 1975. 247 с.
Петрография углей СССР/И. Э. Вальц и др. Л., 1982. 191 с.
Петрология углей и парагенез горючих ископаемых. М., 1967. 147 с.
Потонье Г. Происхождение каменного угля и других каустобиолитов.
М., 1934.
Почвоведение/Под ред. И. С. Кауричева. М., 1989. 719 с.
Прошляков Б. К., Кузнецов В. Г. Литология. М., 1991. 444 с.
Ресурсы энергетического сырья. Горючие ископаемые. М., 1980. 180 с.
Родионова К. Ф., Максимов С. П. Геохимия органического ве-
щества и нефтематеринские породы фанерозоя. М., 1981. 367 с.
Романкевич Е. А. Геохимия органического вещества в океане. М.,
1977. 256 с.
Седикахиты на разных этапах литогенеза. М., 1982. 198 с.
Семенович В. В. Геология горючих ископаемых. М., 1989. 160 с.
Семенович В. В. и др. Основы геологии горючих ископаемых. М.,
1987. 397 с.
Серегин А. М., Соколов Б. А., Б у р л и н Ю. К. Основы регио-
нальной нефтегазоносности СССР. М., 1977. 224 с.
Сидоренко Св. А., Сидоренко А. В. Органическое вещество в
осадочно-метаморфических породах докембрия. М., 1975. 139 с.
Словарь по геологии нефти и газа. Л., 1988. 680 с.
Соколов Б. А. Эволюция и нефтегазоносность осадочных бассейнов.
М„ 1980. 243 с.
Соколов Б. А. Эволюционно-динамические критерии оценки нефтега-
збносности недр. М., 1985.
Соколов В. А. Геохимия природных газов. М., 1971. 334 с.
Соколов В. А., Бестужев М. А., Тихомолова Т. В. Химиче-
ский состав нефтей и природных газов в связи с их происхождением. М.,
1972.
Страхов Н. М. Основы теории литогенеза. Т. 2. М., 1962. 574 с.
Тейхмюллер М., Тейхмюллер Р. Катагенез угля (углефикация)//
//Диагенез и катагенез осадочных образований. М., 1971. С. 353—377.
Тимофеев П. П. Юрская угленосная формация Южной Сибири и ус-
ловия ее образования. М., 1970. 208 с.
Тимофеев П. П., Боголюбова Л. И. Вторичные преобразования
органического вещества в различных фациальных условиях//Литология и
полезн. ископ. 1966. № 5. С. 27—36.
Тимофеев А. А., Череповский В. Ф., Шарудо И. И. Эволю-
ция угленакопления на территории СССР. М., 1979. 220 с.
Стадников Г. П. Происхождение углей и нефти. М.; Л., 1937. 611 с.
Успенский В. А. Введение в геохимию нефти. Л., 1970. 310 с.
Файф У., Прайс Н., Томпсон А. Флюиды в земной коре. М.,
1981. 436 с.
Фертль У. Г. Аномальные пластовые давления/Пер. с англ. М., 1980.
Фролов В. Т. Опыт и методика комплексных стратиграфо-литологиче-
ских и палеогеографических исследований. М., 1965. 198 с.
Фролов В. Т. О происхождении ритмичности дельтовых угленосных
толщ//Бюл. МОИП. Отд. геол. 1972. Т. 47, вып. 4. С. 111—124.
Фролов В. Т. Генетическая типизация морских отложений. М., 1984.
222 с.
Хайн В. Е. Геотектонические основы поисков нефти. Баку, 1954. 692 с.
^Халилов Э. М. и др. Месторождения природных битумов. М., 1983.
М и н А- А- Основы учения о породах — коллекторах нефти и газа.
Хант Дж. Геохимия и геология нефти и газа. М., 1982. 704 с.
418
Ц ы р к и н Е. Б., Олегов С. Н. О нефти и газе без формул. Л.,. 1
1989. 158 с.
Чахмачев В. А. Геохимия процессов миграции углеводородных си-
стем. М., 1983. 231 с.
Черноусов Я. М. Геология угольных месторождений. М., 1977.
Штах Э. и др. Петрология углей. М., 1978. 554 с.
Эткинс П. Молекулы. М., 1991. 216 с.
Юровский А. 3. Минеральные компоненты твердых горючих ископае-
мых. М., 1968. 215 с.
Яблоков В. С. и др. Атлас микроструктур углей Донецкого бас- !
сейна. М., 1955. 92 с. I
Ягубянц Т. А. Морфоструктурный анализ угольных залежей. М.,_ I
1988. 128 с.
К главе 12
Атлас текстур и осадочных горных пород. Ч. 1. Обломочные и глини-
стые породы/Е. В. Дмитриева и др. М., 1962. 578 с.,
Белов Н. В. Кристаллохимия силикатов. М., 1961.
Вассоевич Н. Б. и др. Роль глин в нефтеобразовании//Сов. геоло-
гия. 1975. № 3. С. 15—29.
Гинзбург И. И., Рукавишникова И. А. Минералы древней ко-
ры выветривания Урала. М., 1951. 715 с.
Грим Р. Е. Минералогия глин. М., 1956. 454 с.
Грим Р. Е. Минералогия и практическое использование глин. М.,.
1967. 511 с.
Дир У. А., Хауи Р. А., 3 у см ан Дж. Породообразующие минералы.
Т. 3. М„ 1966. 317 с.
Д р и ц В. А. Структурное исследование минералов методами электро-
нов и электронной микроскопии высшего разрешения. М., 1981. 295 с.
Дриц В. А., Коссовская А. Г. Слоистые силикаты в земной ко-
ре//Литология и полезн. ископ. 1984. № 6. С. 3—23; № 1. С. 3—16.
Дриц В. А., Сахаров Б. А. Рентгеноструктурный анализ смешано- ,
слойных минералов. М., 1976. 256 с.
Звягин Б. Б. Электронография и структурная кристаллография гли-
нистых минералов. М., 1964. 281 с.
Земятченский П. А. Глины СССР. Т. 1. М.; Л., 1935. 359 с.
Злочевская Р. И. Связная вода в глинистых грунтах. М., 1969.
176 с.
3 х у с И. Д. Глинистые минералы и их палеогеографическое значение.
М„ 1966. 279 с.
Зхус И. Д. и др. Глинистые минералы терригенных отложений. М.,
1977. 114 с.
Казанский Ю. П. Выветривание и его роль в осадконакоплении. М.>
1969. 126 с.
Карпова Г. В. Глинистые минералы и их эволюция в терригенных от-
ложениях. М., 1972. 172 с.
Кобранова В. Н. Физические свойства горных пород. М., 1962. 490 с.
Ков да В. А. Основы учения о почвах. М., 1973. Ч. 1. 447 с.; Ч. 2.
448 с.
Котельников Д. Д., Конюхов А. И. Глинистые минералы оса-
дочных пород. М„ 1986. 247 с.
Клубова Т. Т. Глинистые минералы и их роль в генезисе, миграции' ।
и аккумуляции нефти. М., 1973. 255 с.
Кристаллохимия минералов и геологические проблемы/Под ред.
А. Г. Коссовской. М., 1975. 292 с.
Куковский Е. Г. О структурных превращениях алюмосиликатов и
силикатов при выветривании//Рудоносные коры выветривания. М., 1974.
С. 218—263.
Курносов В. Б. Гидротермальные изменения базальтов в Тихом океа-
не и металлоносные отложения. М., 1986. 252 с.
Лисицын А. П. Осадкообразование в океанах. М., 1974. 438 с.
419- j
!
Логвиненко Н. В. Постдиагенетические изменения осадочных пород.
Л., 1968. 92 с.
Логвиненко Н. В. Петрография осадочных пород. М., 1974. 400 с.
Логвиненко Н. В., Сергеева Э. И. Методы определения оса-
дочных пород. Л., 1986. 240 с.
Ломова О. С. Палыгорскиты и сепиолиты как индикаторы геологи-
ческих обстановок//Труды ГИН АН СССР. 1979. Вып. 336. 180 с.
Л ом та д з е В. Д. Методы лабораторных исследований физико-механи-
ческих свойств песчаных и глинистых грунтов. М., 1952. 234 с.
Ломтадзе В. Д. Инженерная геология. Инженерная петрология. Л.,
1970. 527 с.
Мачабели Г. А., Мерабишвили М. С., Квирикадзе Г. А.
Генезис, геолого-экономическая и технологическая оценка месторождений бен-
тонитов СССР. Тбилиси, 1981. 305 с.
Методическое руководство по петрографо-минералогическому изучению
глин/Под ред. М. Ф. Викуловой. М., 1957. 448 с.
Методы изучения осадочных пород: В 2-х т./Под ред. Н. М. Страхова.
М, 1957. Т. 1. 612 с.; Т. 2. 564 с.
Милл о Ж. Геология глин. Л., 1968. 358 с.
Минералогия и геохимия глауконита//Тр. Ин-та геологии и геофизики
СО АН СССР. Вып. 515. Новосибирск, 1981. ПО с.
Минеральные преобразования пород океанического субстрата. (Эпигенез
и начальный метаморфизм)/Под ред. А. Г. Коссовской. М., 1981. 192 с.
Николаева И. В. Минералы группы глауконита в осадочных фор-
мациях. Новосибирск, 1977. 320 с.
Осипов Ю. Б. Магнетизм глинистых грунтов. М., 1978. 200 с.
О хот и н В. В. Физические и механические свойства грунтов в зависи-
мости от их минерального состава и степени дисперсности. Л., 1937. 120 с.
О хот ин В. В. Грунтоведение. Л., 1940. 197 с.
Петров В. П. Основы учения о древних корах выветривания. М.,
' 1967. 343 с.
Полынов Б. Б. Кора выветривания. Ч. 1. Л., 1934. 287 с.
Разумова В. Н. Коры выветривания латеритного и каолинового ти-
па основных пород. М., 1967. 116 с.
Рат ее в М. А. Закономерности размещения и генезис глинистых ми-
нералов в современных и древних морских бассейнах//Труды ГИН АН СССР.
1964. Вып. 112. 288 с.
Рекшинская Л. Г. Атлас электронных микрофотографий глинистых
минералов и их природных ассоциаций в осадочных породах. М., 1966.
230 с.
Рентгеновские методы изучения и структура глинистых минералов/Под
ред. Г. Брауна. М., 1965. 599 с.
Руководство по рентгеновскому исследованию минералов. Л., 1975. 399 с.
Р у с ь к о Ю. А. Каолинизация и каолины Украинского щита. Киев,
1971. 158 с.
Рухин Л. Б. Основы литологии. Изд. 2-е. Л., 1961. 779 с.
Сабанин А. Н. Курс почвоведения. М., 1909.
Саркисян С. Г., Котельников Д. Д. Глинистые минералы и
проблемы нефтегазовой геологии. М., Недра, 1980. 231 с.
Сергеев Е. М. и др. Грунтоведение. Изд. 4-е. М., 1973. 387 с.
Справочник по литологии. М., 1983. 509 с.
Теодорович Г. И. Аутигенные минералы осадочных пород. М., 1958.
225 с.
Фациальные типы глинистых пород/М. Ф. Викулова и др., Л., 1973.
288 с.
Флейшнер М., Уилкос Р., Матцко Дж. Микроскопическое опре-
деление прозрачных минералов. Л., 1987. 647 с.
Фролов В. Т. Руководство к лабораторным занятиям по петрогра-
фии осадочных пород. М., 1964. 310 с.
Фролов В. Т. Опыт и методика комплексных стратиграфо-литологиче-
ских и палеогеографических исследований. М., 1965. 196 с.
420
Фролов В. Т. Генетическая типизация морских отложений. М., 1984.
Чухров Ф. В. Коллоиды в земной коре. М„ 1955. 671 с.
Штейнберг Д. С., Чашухин И. С. Серпентинизация ультрабази-
тов. М.» 1977. 312 с.
Япаскурт О. В. Литогенез в осадочных бассейнах миогеосинклина-
лей. М., 1989. 151 с.
Bailey S. W. Chlorites/Soil components. Vol. II, chap. 7. Springer-Ver -
lag. 1975. N 4. P. 192—260.
Boswell P. G. H. Muddy sediments. Cambridge, 1961. 140 p.
Crystal structures of clay minerals and their x-ray identification/Eds.
Brindley G. W., Brown G.//Min. Soc. 1980. 680 p.
Hoffer M. Les argiles rouges «les grands fonds» dans le Pacific cen-
tre-est./Mem. Inst. Geol. Strasburg. 1980. N 61. 231 p.
Jones О. T. The compaction of muddy sediments//Quart. J. Geol. Soc.
Vol. 100. London, 1944. P. 137—160.
Porrenga D. H. Glauconite and chamesite as a depth indicators in
marine environments//Marine Geol. 1967. Vol. 5. P. 495—501.
К главе 13
А й н e м e p А. И., Коншин Г. И. Россыпи шельфовых зон Мирового
океана. Л., 1982. 263 с.
Атлас текстур и структур осадочных пород. Ч. 1. Обломочные и гли-
нистые породы. М., 1962. 578 с.
Батурин В. П. Палеогеография по терригенным компонентам. Баку,
1937. 292 с.
Батурин В. П. Петрографический анализ геологического прошлого
по терригенным компонентам. М.; Л., 1947. 338 с.
Безбородов Р. С. Краткий курс литологии. М., 1989. 313 с.
Бергер М. Г. Терригенная минералогия. М., 1986. 227 с.
Бергер Г. С., Ефимов И. А. Методы выделения мономинеральных
фракций. М., 1963. 202 с.
Билибин Ю. А. Основы геологии россыпей. М., 1955. 472 с.
Биккенин В. Т., Рожков Г. Ф. Критический обзор генетических
диаграмм в гранулометрии//Литология и полезн. ископ. 1982. № 6. С. 3—14.
Бондаренко Н. А. К вопросу выделения смешанных осадочных по-
род в верхнем мелу Волгоградского правобережья//Вопросы геологии. Сара-
тов, 1980. С. 108—117.
Боровко Н. Г., Боровко Н. Н. Гранулометрический метод изуче-
ния песков как способ палеогеографических исследований//Бюл. МОИП. Отд.
геол. 1978. Т. 53(3). С. 116—127.
Ботвинкина Л. Н. Генетические типы отложений областей актив-
ного вулканизма. М., 1974. 318 с.
Верзилин Н. Н. К вопросу о классификации смешанных осадочных
пород//Учен. зап. Ленингр. ун-та. 1962. Вып. 12, № 310. С. 123—133.
Верзилин Н. Н. К вопросу о классификации алеврито-песчаных по-
род по составу обломочного материала//Вестн. Ленингр. ун-та. 1971. № 18,
С. 54—66.
Верзилин Н. Н., Окнова Н. С. Принцип гидравлической эквива-
лентности и его использование при палеогеографических реконструкциях//
//Вести. Ленингр. ун-та. 1977. № 6. С. 12—23.
Вистелиус А. Б. Морфометрия обломочных частиц//Труды лаб. аэро-
методов. 1960. Т. 9. С. 135—202.
Ган Ф. В. Дисперсионный анализ. Л.; М., 1940.
Гарецкий Р. Г. Кластические дайки//Изв. АН СССР. Сер. геол.
1956. № 3. С. 81—102.
Гаррелс Р., Маккензи Ф. Эволюция осадочных пород. М., 1974.
272 с.
Глаголев А. Количественные методы анализа рыхлых материалов//
//Труды ВИМС. 1940. Вып. 170.
Гончаров В. Н. Движение наносов. М., 1938.
421
Горшков Г. С., Богоявленская Г. Е. Вулкан Безымянный и осо-
бенности его последнего извержения (1955—1963 гг.). М., 1965. 171 с.
Градзиньский Р. и др. Седиментология. М., 1980. 640 с.
Граувакки//Шутов В. Д. и др. М., 1972. 346 с.
Гринсмит Дж. Петрология осадочных пород. М., 1981. 253 с.
Гриффитс Дж. Научные методы исследования осадочных пород. М.,
1971. 421 с.
Гроссгейм В. А. История терригенных минералов в мезозое и кай-
нозое Северного Кавказа и Предкавказья. Л., 1961. 376 с.
Журавский А. Н. Минералогический анализ шлифа с точки зрения
теории вероятности. М., 1932
Захарова Е. М. Шлиховое опробование и анализ шлихов. М., 1974.
158 с.
Зенкович В. П. Основы учения о развитии морских берегов. М.,
710 с.
Казанский Ю. П. Выветривание и его роль в осадконакоплении. М.,
1969. 126 с.
Казанский Ю. П. Седиментология. Новосибирск, 1976. 272 с.
Казанский Ю. П. и др. Осадочные породы. Новосибирск, 1990.
269 с.
Калинко М. К. Методика исследования коллекторских свойств кер-
нов. М., 1963. 221 с.
Кац М. Я. Анализ гетерогенности минералов. М., 1977. 156 с.
Кац М. Я., С и м а н о в и ч И. М. Кварц кристаллических горных по-
род. М., 1974. 232 с.
Классификация и номенклатура вулканогенно-осадочных пород. Тбилиси,
1970. 262 с.
Классификация и номенклатура магматических горных пород. М., 1981.
159 с.
Кобранова В. Н. Петрофизика. М., 1986. 392 с.
Копелиович А. В. Эпигенез древних толщ юго-запада Русской плат-
формы. М., 1965. 347 с.
Котельников Б. Н. Реконструкция генезиса песков. Л., 1989. 132 с.
Крашенинников Г. Ф., Волкова А. Н., Иванова Н. В. Уче-
ние о фациях с основами литологии. М., 1988. 214 с.
Кренделев Ф. П. Металлоносные конгломераты мира. Новосибирск,
1974. 240 с.
Крумбейн В. К., Слосс Л. Л. Стратиграфия и осадкообразование.
М, 1960. 411 с.
Кухаренко А. А. Минералогия россыпей. М., 1961. 318 с.
Лидер М. Р. Седиментология. М., 1986. 439 с.
Логвиненко Н. В. Введение в методику исследования осадочных
пород. Харьков, 1957. 130 с.
Логвиненко Н. В. Постдиагенетические изменения осадочных пород.
Л., 1968. 92 с.
Логвиненко Н. В. Петрография осадочных пород. М., 1984. 416 с.
Логвиненко Н. В., Орлова Л. В. Образование и изменение оса-
дочных пород на континенте и в океане. Л., 1987. 237 с.
Логвиненко Н. В., Сергеева Э. И. Методы определения осадоч-
ных пород. М., 1986. 240 с.
Ложкин В. В. Диагностика минералов россыпей. М., 1962. 243 с.
Ломтадзе В. Д. Методы лабораторных исследований физико-механи-
ческих свойств песчаных и глинистых пород. М., 1952. 236 с.
Ломтадзе В. Д. Инженерная геология. Инженерная петрология. Л.,
1970. 528 с.
Ломтадзе В. Д. Инженерная геология. Инженерная геодинамика.
Л., 1977. 479 с.
Л о т ф и М. Ф., Р а ш е д М. А. Применение динамогенетической диа-
граммы асимметрия — эксцесс Г. Ф. Рожкова к современным осадкам мор-
ского края дельты Нила//Литология и полезн. ископ. 1991.
Ляхович В. В. Акцессорные минералы горных пород. М., 1979. 296 с.
422
Макдоналд Г. Вулканы. М., 1975. 423 с.
Малеев Е. Ф. Вулканокластические горные породы. М., 1963. 168 с.
Малеев Е. Ф. Вулканогенные обломочные горные породы. М., 1977.
214 с.
Малеев Е. Ф. Закономерности формирования вулканогенно-осадочного
материала. М., 1982. 151 с.
Маркевич П. В. Геосинклинальное терригенное осадконакопление на
востоке Азии в фанерозое. М., 1985. 119 с.
Методическое пособие по инженерно-геологическому изучению горных
пород. М., 1984. 438 с.
Методы изучения осадочных пород. Т. 1. М., 1957. 612 с.
Методы минералогических исследований. М., 1985. 480 с.
Мильнер Г. Б. Петрография осадочных пород. М., 1968. Т. 1. 500 с.;
Т. 2. 568 с.
Наседкин В. В. и др. Вулканический шлак и пемза, их месторожде-
ния и генезис. М., 1987. 126 с.
Наумов В. А. Оптические определения компонентов осадочных пород.
2-е изд. М., 1989. 347 с.
Неелов А. Н. Петрохимическая классификация метаморфизованных
осадочных и вулканических пород. Л., 1980. 100 с.
Павлидис Ю. А. Некоторые особенности образования современных
прибрежных отложений в пределах вулканического архипелага. М., 1968.
112 с.
Петелин В. П. Гранулометрический анализ морских донных осадков.
М., 1967. 128 с.
Петтиджон Ф. Дж. Осадочные породы. М., 1981. 751 с.
Петтиджон Ф. Дж., Поттер П., Сивер Р. Пески и песчаники.
М., 1976. 533 с.
Преображенский И. А., Саркисян С. Г. Минералы осадочных
пород. М., 1954. 462 с.
Постседиментационные преобразования осадочных пород Сибири. М.,
1967. 222 с.
Прошляков Б. К. Вторичные изменения терригенных пород — кол-
лекторов нефти и газа. М., 1974. 233 с.
Прошляков Б. К-, Гальянова Г. И., Пименов Ю. Г. Кол-
лекторские свойства осадочных пород на больших глубинах. М., 1987. 200 с.
Прошляков Б. К., Кузнецов В. Г. Литология. М., 1991. 444 с.
Рединг X. и др. Обстановки осадконакопления и фации. М., 1990.
Т. 1. 351 с., Т. 2. 381 с.
Рейнек Г. Э., Сингх И. Б. Обстановки терригенного осадконакопле-
ния. М., 1981. 439 с.
Ритм ан А. Вулканы и их деятельность. М., 1964. 438 с.
Рожков Г. Ф. Геологическая интерпретация гранулометрических па-
раметров по данным дробного ситового анализа//Гранулометрический ана-
лиз в геологии. М., 1978. С. 5—25.
Рожков Г. Ф. Дифференциация обломочного материала и грануломет-
рическая диаграмма а — т по косвенному счету зерен//Механическая диффе-
ренциация твердого вещества на континенте и шельфе. М., 1986. С. 97—117.
Рожков Г. Ф., Трофимов 3. М. Способ статистической обработки
гранулометрических данных на электронной вычислительной машине (ЭВМ) //
//Литология и полезн. ископ. 1968. № 2. С. 142—147.
Розен О. М. Древнейшие терригенные породы Земли//Терригеиные по-
роды раннего докембрия. Апатиты, 1977. С. 6—91.
Романовский С. И. Динамические режимы осадконакопления. Л.,
1985. 261 с.
Романовский С. И. Физическая седиментология. М., 1988. 240 с.
Ронов А. Б., Ярошевский А. А., Миг д и сов А. А. Химическое
строение земной коры и геохимический баланс главных элементов. М., 1990.
182 с.
Рухин Л. Б. Гранулометрический метод изучения песков. Л., 1947.
213 с.
423
Рух ин Л. Б. Основы литологии. Л., 1969. 703 с.
Ру хи на Е. В. Литология ледниковых отложений. Л., 1973. 176 с.
Саркисян С. Г., Климова Л. Т. Ориентировка галек и методы
их изучения для палеогеографических построений. М., 1955. 167 с.
Селли Р. Ч. Введение в седиментологию. М., 1981. 370 с.
Селли Р. Ч. Древние обстановки осадконакопления. М., 1989. 294 с.
Сергеев Е. М. Инженерная геология. М., 1978. 384 с.
С е р г е е в Е. М. и др. Грунтоведение. М., 1973, 1983. 389 с.
Сидоренко А. В., Лунева О. И. К вопросу о литологическом изу-
чении метаморфических толщ. М.; Л., 1961.
Симанович И. М. Кварц песчаных пород. М., 1978. 154 с.
Словарь по геологии россыпей. М„ 1985. 197 с.
Современные методы минералогического исследования. М., 1969. Ч. 1.
280 с.; Ч. 2. 318 с.
Справочник по литологии. М., 1983. 510 с.
Справочное руководство по петрографии осадочных пород. Л., 1958.
Т. 1. 486 с.; Т. 2. 520 с.
Страхов Н. М. Основы теории литогенеза. М., 1960. Т. 1. 212 с.;
Т. 2. 574 с.; 1962. Т. 3. 550 с.
Султанов А. Седиментология. София, 1985. 563 с.
Султанов А. Практическое руководство по седиментологии. София,
1988. 174 с.
Теодорович Г. И. О классификации песчаников на основе вещест-
венного состава четырех обломочных компонентов и характера цемента//Фа-
ции и условия формирования нефтепроизводящих свит. М., 1966. С. 125—
166.
Теоретические вопросы динамики морских берегов. М., 1964. 112 с.
Трансформация минералогического состава терригенного материала в
процессе его поступления в прибрежную зону океанических островов/
В. П. Васильев и др.//Морфогенез и позднечетвертичная история прибрежно-
шельфовых зон. М., 1978. С. 24—40.
Условия древнего осадконакопления и их распознавание. М., 1974. 327 с.
Физическая седиментология. Л., 1988. 240 с.
Фролов В. Т. Руководство к лабораторным занятиям по петрографии
осадочных пород. М., 1964. 310 с.
Фролов В. Т. Опыт и методика комплексных стратиграфо-литологиче-
ских и палеогеографических исследований. М., 1965. 197 с.
Фролов В. Т. О классификации вулканогенно-осадочных пород//Бюл.
МОИП. Отд. геол. 1967. Т. 42, вып. 1.
Фролов В. Т. О принципах построения петрографической и генети-
ческой классификации вулканогенно-осадочных пород//Магматические фор-
мации, метаморфизм, металлогения Урала. Сб. 3. Свердловск, 1969.
С. 43—48.
Фролов В. Т. Вулканогенно-осадочные породы ирендыкской свиты
Южного Урала и вопросы их классификации и номенклатуры//Классифика-
ция и номенклатура вулканогенно-осадочных пород. Тбилиси, 1970. С. 97—
112.
Фролов В. Т. Генетическая типизация морских отложений. М., 1984.
222 с.
Фролов В. Т. К вопросу о классификации осадочных пород//Вестн.
Моск, ун-та. Сер. геол. 1987. № 1. 26—36.
Фролов В. Т., Щербакова М. Н. Пути совершенствования клас-
сификации и номенклатуры вулканогенно-осадочных пород//Вестн. Моск,
ун-та. Сер. геол. 1988. № 4. С. 3—11.
Ханин А. А. Породы — коллекторы нефти и газа и их изучение. М.,
1969. 368 с.
Холодов В. Н. Об эволюции состава питающих провинций в истории
Земли//Проблемы литологии и геохимии осадочных пород и руд. М., 1975.
С. 191—208.
Цехомский А. М., Карстенс Д. И .Кварцевые пески, песчаники и
кварциты СССР. Л., 1982. 158 с.
424
Чаповский Е. Г. Лабораторные работы по грунтоведению и меха-
нике грунтов. М., 1950. 272 с.
Чейз Ф. Количественно-минералогический анализ шлифов под микро-
скопом. М., 1963. 126 с.
Черников О. А. Преобразование песчано-алевритовых пород и их
пористость. М., 1969. 137 с.
Черников О. А. Литологические исследования в нефтепромысловой
геологии. М., 1981. 237 с.
Черников О. А., Куренков А. И. Литологические исследования
песчаных продуктивных коллекторов. М., 1977. 111 с.
Чернов В. Г. Псефиты и их геологическое значение. М., 1982. 71 с.
Чернов В. Г. Псефиты Советских Карпат. М., 1984. 300 с.
Чернов В. Г. Псефиты (библиографический справочник). М., 1986.
376 с.
Чернов В. И., Лин Н. Г. Практическое руководство по петрографи-
ческому изучению магматических пород под микроскопом. М., 1963. 76 с.
Чини Р. Ф. Статистические методы в геологии. М., 1986. 189 с.
Чуева М. Н. Минералогический анализ шлихов и рудных концентра-
тов. М., 1950. 180 с.
Чуева С. Н. Практическое руководство по разделению минералов в
тяжелых жидкостях и солях. М., 1954. 56 с.
Ш в а н о в В. Н. Песчаные породы и методы их изучения. Л., 1969.
248 с.
Ш в а н о в В. Н. Литоформационные корреляции терригенных и мета-
морфических толщ: Южный Тянь-Шань. Л., 1983. 215 с.
Шванов В. Н. Петрография песчаных пород. Л., 1987. 269 с.
Шминке Н. Д. К методике систематизации и обработки результа-
тов гранулометрического анализа многокомпонентных смешанных пород//
//Вопросы геологии Южного Урала и Поволжья. Вып. 9, ч. 1. Саратов, 1974.
С. 21—34.
Шутов В. Д. Обзор и анализ минералогических классификаций пес-
чаных пород//Литология и полез, ископ. 1965. № 1. С. 95—112.
Шутов В. Д. Классификация песчаников//Литология и полезн. ископ.
1967. № 5. С. 86—103.
Шутов В. Д. Минеральные парагенезы граувакковых комплексов//Тру-
ды ГИН АН СССР. 1975. Вып. 278. 112 с.
Энгельгардт В. Поровое пространство осадочных пород. М., 1964.
Эпигенез и его минеральные индикаторы. М., 1971.
Юшкин Н. П. Механические свойства минералов. Л., 1971. 284 с.
Юшко С. А., Боришанская С. С. Таблица диагностических приз-
наков минералов в шлихах. М., 1955. 64 с.
Юшко С. А. и др. Диагностические свойства рудных минералов. М.,
1969. 215 с.
Blatt Н. Provenance determinatons and recycling of sediments//J. Se-
diment. Petrol. 1967. Vol. 37, N 4. P. 1031—1043.
Blatt H., M i d d 1 e t о n G., Mu г г a у R. Origin of sedimentary rocks.
New Jersey, 1972. 634 p.
Cailleux A., Tricart I. Initiation a I’etude des sables et des galets.
Paris, 1963. 376 p.
Conybear С. E. Stylolites in Precambrian quartzite//J. Geol. 1949
Vol. 57. P. 83—85.
Coombs D S. Some recent work on the lower grade metamorphism//
//Austral. J. Sci. 1961. Vol. 24. P. 203—215.
Folk R. The distinction between grain size and mineralogical composi-
tion in sedimentary rocks nomenclature//J. Geol. 1954. Vol. 62, N 4. 1954.
Folk R. L., Ward W. C. Brazos River bar: a study in the significan-
ce of graine size parameteres//J. Sediment. Petrol. 1957. Vol. 27, N 1. P. 3—
27.
Friedman G. M. Distinction between dune, beach and river sands from
their textural characteristics//J. Sediment. Petrol. 1961. Vol. 31, N 4. P. 514—
529.
425
Friedman G. M. Dynamic processes and statistical parameters com-
pared for size frequency distribution of beach and river sands//J. Sediment.
Petrol. 1967. Vol. 37, N 2. P. 327—354.
Hubert J. F. Analysis of havy-mineral assamblages//Procedures in Se-
dimentary Petrology. Ed. R. E. Carver. Willey — interscience. N. Y.; L.; Syd-
ney. Toronto, 1971. P. 453—478.
I n m a n n D. L. Measures for describing the size distribution of sedi-
ments//}. Sediment. Petrol. 1952. Vol. 22. N 3.
Klein G. Analysis and review of sandstone classification in the North
American geological literature, 1940—1960//Geol. Soc. Amer. 1963. Vol. 74,
N 5. P. 555—576.
Krumbein W. C. The use of quartile meatures in describing and com-
paring sediments//Amer. J. Sci. 1936. Vol. 32, N 188. P. 98—111.
К г у n i n e P. D. Petrology and genesis of Third Bradford Sand//Pen-
nsylvania State Coll. Bui. 1940. Vol. 29. 134 p.
Mason С. C., Folk R. L. Differentiation of beach, dune and aeolian
flat environments by size analysis, Mustang Island, Texas//J. Sediment. Pe-
trol. 1958. Vol. 28, N 2. P. 211—226.
Moiola R. J., Weiser D. Textural parameters: an evoluation//J. Se-
diment. Petrol. 1968. Vol. 38, N 1. P. 45—54.
Nickel E. Experimental dissolution of light and heavy minerals in com-
parison with weathering and intrastratal solution//Contributions to Sedimen-
tology. Vol. 1. Stability of Heavy Minerals. Stuttgart, 1973. P. 1—68.
Passega R. Texture as characteristic of clastic deposition//Bul. Amer.
Assoc. Petrol. Geol. 1957. Vol. 41, N 9. P. 1952—1984.
Passega R. Grain size representation by CM patterns as a geological
tool//J. Sediment. Petrol. 1964. Vol. 34, N 4. P. 830—837.
Passega R., Byram j ее R. Grain-size image of clastic deposits//
//Sedimentolgy. 1969. Vol. 13, N 3/4. P. 233—252.
S a h u В. K. Depositional mechanisms from the size analysis of clastic
sediments//J. Sediment. Petrol. 1964. Vol. 34, N 1. P. 73—83.
Sibley D. F. K-feldspar cement in the Jacobsvill sandstones//.!. Sedi-
ment. Petrol. 1978. Vol. 48, N 3. P. 983—985.
Stewart H. B„ Jr. Sedimentary reflectons of depositional environments
in San Migual lagoon, Baja California, Mexico//Bul. Amer. Assoc. Petrol.
Geol. 1958. Vol. 42, N 10. P. 2567—2618.
Trask P. D. Origin and Environment of sourse sediments of petroleum.
Houston. Texas//Gulf Publishing Company. 1932. 281 p.
T r u r n i t P. Die relativ Druck — Loslichkeit detritischer Mineralien und
Gesteine//Geologie. Berlin, 1969. N 1. S. 41—76.
Whetten J. T., Hawkins J. W. Diagenetic origin of graywacke ma-
trix minerals//Sedimentology. 1970. Vol. 15, N 3/4. P. 347—362.
Middleton G. W. Chemical Composition of Sandston//Bull. Geol. Soc. Amer.
1960. N 7. P. 1011—1026.
Япаскурт О. В. Катагенез осадочных горных пород. М., 1991. 120 с.
Оглавление
Глава 7. Карбонатные породы, или карбонатолиты , 3
7.1. Определение, классификация, номенклатура .... 3
7.2. Методы изучения............................................11
7.3. Минеральный состав . . ........................21
7.4. Химический состав . . ..........................22
7.5. Петрография. Петротипы . . ....................24
7.5.1. Известняки...........................................24
7.5.2. Доломиты, или доломитолиты . .............40
7.5.3. Сидериты, или сидеритолиты.......................45
7.5.4. Магнезиты, или магнезитолиты.....................46
7.5.5. Манганолиты . . . .............47
7.6. Геология карбонатолитов ...................................47
7.7. Происхождение карбонатных пород........................49
7.7.1. Источник вещества................................50
7.7.2. Способы формирования.............................51
7.7.3. Условия образования карбонатных пород .... 57
7.8. Теоретическое и практическое значение карбонатолитов . . 62
Глава 8. Соляные породы (соли), или эвапориты.......................64
8.1. Определение, классификация, номенклатура ..................64
8.2. Методы изучения . . ..........................65
8.3. Минеральный состав . ...............................65
8.4. Химический состав . . ..........................66
8.5. Петрография. Петротипы.....................................68
8.5.1. Сульфатные породы, или сульфатолиты..................68
8.5.2. Галоидолиты: хлоридолиты.............................71
8.5.3. Фторидолиты, или флюорититы..........................73
8.5.4. Растворимые карбонатолиты . 73
8.5.5. Нитратолиты . . ..........................74
8.5.6. Боратолиты, или боратовые породы ....................74
8.6. Геология эвапоритов . ....................... 74
8.7. Происхождение эвапоритов . ..................... 76
8.7.1. Источник вещества . . ....................77
8.7.2. Способ образования ..................................78
8.7.3. Условия формирования.................................80
8.8. Теоретическое и практическое значение эвапоритов ... 87
427
Глава 9. Фосфориты..................................................88
9.1. Определение, классификации и номенклатура..................88
9.2. Методы изучения . . ..........................91
9.2.1. Макроскопическое изучение 91
9.2.2. Изучение в шлифах................................... 92
9.2.3. Иммерсионный метод . 93
9.2.4. Химический анализ.....................................93
9.3. Минеральный состав.........................................94
9.4. Химический состав . . ..........................95
9.5. Петрография. Петротипы. Литотипы ..........................96
9.6. Геология фосфоритов........................................ЮО
9.7. Происхождение фосфоритов..................................102
9.7.1. Источники фосфора . .....................102
9.7.2. Способы образования...................................ЮЗ
9.7.3. Условия образования фосфоритов ......................108
9.8. Теоретическое и практическое значение фосфоритов . 109
Глава 10. Аллиты, ферритолиты, манганолиты.........................112
10.1. Минеральный состав ......................................112
10.2. Химический состав........................................117
10.2.1. Аллиты . . ...............................117
10.2.2. Ферритолиты .......................................119
10.2.3. Манганолиты........................................120
10.3. Классификация . . ...............................120
10.3.1. Бокситы . . ...............................120
10.3.2. Ферритолиты........................................121
10.3.3. Манганолиты........................................121
10.4. Петрография. Петротипы ................................. 122
10.4.1. Аллиты.............................................122
10.4.2. Ферритолиты . ...............................124
10.4.3. Манганолиты, или марганцевые породы .... 131
10.5. Геология «алферманговой» триады..........................134
10.6. Происхождение алферманголитов............................144
10.6.1. Способы образования 144
10.6.2. Источники вещества.................................156
10.6.3. Условия образования................................159
10.7: Методы изучения . . ..........................154
10.8. Научное и практическое значение .........................165
10.8.1. Научное значение . . .....................165
10.8.2. Практическое значение..............................168
Глава 11. Каустобиолиты . ..................................171
11.1. Определение, классификация и номенклатура . . 171
11.2. Твердые каустобиолиты . . . .................173
11.2.1. Гумолиты...........................................174
11.2.2. Сапропелита . . . .....................180
11.2.3. Горючие сланцы . . 181
11.2.4. Органофлюидолиты...................................182
11.2.5. Методы изучения . . .................. 183
11.2.6. Геология углей . . .......................190
11.2.7. Происхождение углей и горючих сланцев .... 196
11.2.8. Теоретическое и практическое значение углей . . 206
11.3. Жидкие и газовые горючие ископаемые......................211
11.3.1. Химический состав . .......................213
11.3.2. Компонентный состав . .....................218
11.3.3. Углеводородные газы . .................220
11.3.4. Газоконденсаты ....................................222
11.3.5. Нефти..............................................223
11.3.6. Природные битумы . .......................226
428
11.3.7. Методы изучения....................................229
11.3.8. Геология нафтидов..................................233
11.3.9. Происхождение нафтидов.............................238
11.3.10. Теоретическое и практическое значение нафтидов . 251
Глава 12. Глинистые породы, или пелитолиты...................... 254
12.1. Определение . . . ............................254
12.2. Классификация и номенклатура . .................255
12.2.1. Минералогическая классификация . .... 255
12.2.2. Классификация по степени литифицированности . 260
12.2.3. Структурные классификации глин.....................260
12.2.4. Классификация по примесям..........................262
12.3. Методы изучения . . ............................263
12.3.1. Макроскопическое изучение .........................263
12.3.2. Метод капли........................................265
12.3.3. Методы окрашивания органическими красителями 265
12.3.4. Изучение в шлифах под микроскопом .... 266
12.3.5. Иммерсионный метод . . .................269
12.3.6. Гранулометрический анализ..........................269
12.3.7. Электронная микроскопия . .................273
12.3.8. Термический анализ.................................276
12.3.9. Химический анализ . ......................278
12.3.10. Рентгеновские методы..............................280
12.3.11. Электронография...................................283
12.4. Минеральный и химический состав........................ 283
12.4.1. Глинистые минералы.................................283
12.4.2. Химический состав . ......................293
12.5. Петрография. Петротипы . . ..................... 296
12.5.1. Мономинеральные и олигомиктовые глины . . . 296
12.5.2. Полимиктовые и мезомиктовые глины .... 302
12.6. Геология глинистых пород.................................302
12.7. Происхождение глинистых пород . .................303
12.7.1. Источник вещества..................................303
12.7.2. Способ образования.................................304
12.7.3. Условия образования . . .................307
12.7.4. Стадиальные изменения и глинообразование . . . 309
12.8. Теоретическое и практическое значение глинистых пород . 316
12.8.1. Теоретическое значение глин......................316
12.8.2. Практическое значение глин ........................313
Глава 13. Обломочные породы, или кластолиты.......................316
13.1. Определение .............................................316
13.2. Классификация и номенклатура...........................317
13.3. Методы изучения . . ............................328
13.3.1. Макроскопическое изучение ...............328
13.3.2. Изучение в шлифах ...............................331
13.3.3. Гранулометрический анализ..........................345
13.3.4. Изучение под бинокуляром ...............366
13.3.5. Гравитационная и магнитная сепарация песков . 367
13.3.6. Иммерсионный метод...............................371
13.4. Минералогический и химический состав.....................374
13.4.1. Минералогический состав . . ..............374
13.4.2. Химический состав..................................377
13.5. Петрография. Петротипы...................................378
13.5.1. Грубообломочные породы.............................376
13.5.2. Крупнообломочные породы............................384
13.5.3. Среднеобломочные, или песчаные, породы 385
13.6. Геология кластолитов.....................................396
426
13.7. Происхождение кластолитов . . ................392
13.7.1. Источник материала................................392
13.7.2. Способы мобилизации и накопления..................394
13.7.3. Условия и обстановки мобилизации и накопления об-
ломочных пород..................................... .... 401
13.8. Теоретическое и практическое значение кластолитов . . 404
13.8.1. Теоретическое значение . ....................404
13.8.2. Практическое значение . ....................405
Литература.........................................................406
Учебное издание
Фролов Владимир Тихонович
ЛИТОЛОГИЯ. Книга 2
Зав. редакцией И. И. Щехура
Редактор Н. В. Баринова
Художественный редактор М. Ф. Евстафиева
Переплет художника Ю. И. Артюхова
Технический редактор Г. Д. Колоскова
Корректоры И. А. Мушникова, В. И. Долина
ИБ № 4555
Сдано в набор 10.11.92.
Подписано в печать 01.04.93.
Формат 60Х90'/1б. Бумага тип. № 2.
Гарнитура литературная. Печать высокая.
Усл. печ. л. 27,0. Уч.-изд. л. 30,44
Тираж 1850 экз. Заказ № 357. Изд. № 1222
Ордена «Знак Почета» издательство Московского университета.
103009, Москва, ул. Герцена, 5/7.
Типография ордена «Знак Почета» изд-ва МГУ.
119899, Москва, Ленинские горы