Песчаные породы – псаммиты

Песчаные пород ы — псаммиты . К песчаным породам относятся различные пески и песчаники. Породообразующими минералами песков и песчаников являются кварц, полевые шпаты, слюды, обломки горных пород и глауконит. Второстепенные и акцессорные минералы представлены чаще всего магнетитом, ильменитом, гранатом, цирконом, турмалином, рутилом. Цемент в песчаниках бывает глинистым (гидрослюды, каолинит и др.), известковым (кальцит, доломит, реже железистые карбонаты), кремнистым (опал, халцедон, кварцин, кварц), железистым (окислы и гидроокислы железа), иногда хлоритовым, цеолитовым, фосфатным, сульфатным. Во многих песчаниках цемент полиминеральный (глинисто-известковый, кремнистоглинисто-известковый и т. п.). Целый ряд песчаных пород содержит примесь органического углистого или битуминозного вещества. По количеству и структуре цемента различают песчаники с базальным, поровьш и контактным цементом. По способу образования цемента — регенерационные (обрастание обломочных зерен тем же минералом с одинаковой оптической ориентировкой каемок), коррозионные (цементация с частичным растворением обломочных зерен), крустификационные (обрастания зерен), пойкилитовые (цемент состоит из крупных монокристаллов, в которых рассеяны обломочные зерна), цементы механического выполнения пор и др. В химическом отношении песчаные породы характеризуются высоким содержанием кремнезема, иногда повышенным коли­

чеством глинозема и железа (табл. 27 и 28).В основу минералогической классификации песчаных пород положен состав обломочных зерен. По этому признаку выделяются мономинеральные, олигомиктовые и полиминеральные породы. К мономинеральным относятся широко распространенные кварцевые, сравнительно редко встречающиеся полевошпатовые и глауконитовые пески и песчаники. К олигомиктовым—кварцево-полевошпатовые, полевошпатово-кварцевые, глауконитокварцевые и другие песчаные породы. Полиминеральные разности представлены аркозами, граувакками и породами смешанного состава. В зарубежной литературе классификация песчаников основа­

на на несколько иных принципах.

Выделяются арениты — хорошо отсортированные песчаники, содержащие немного глины

(<10%) и ваши — несортированные песчаники с значительным содержанием глины (Вильяме, Тернер, Гильберт, 1962) или кварциты— ортокварциты, аркозы и граувакки.

В том и другом случае учитываются условия образования и цементирующее вещество.

В составе мономинеральных и многих олигомиктовых пород обычно преобладает кварц (до 80—99%)—полтавские пески и песчаники неогена Украины, современные пески аллювия Днепра и северного берега Азовского моря и др. Мономинеральные и олигомиктовые породы другого состава встречаются значительно реже. Аркозами, или аркозовыми песчаниками, называют песчаные породы, состоящие из кварца, полевых шпатов и слюды. Они представляют собой продукты разрушения гранитов и гнейсов.Содержание полевых шпатов в аркозах более 20%, присутствуют также обломки пород (небольшое количество) и цемент, который обычно представлен гидрослюдой, каолинитом или карбонатами. Граувакками первоначально называли песчаники, состоящие из обломков основных изверженных пород, имеющие крупный размер частиц и плохую сортировку материала. Такие представления сохранились и у ряда современных авторов. Американские исследователи под граувакками понимают песчаники, содержащие помимо кварца и полевых шпатов значительное количество обломков горных пород независимо от их состава, а также значительное количество глины (см. выше вакки). Термин граувакка заметно эволюционировал, и в настоящее время под грауваккой следует понимать песчаники, содержащие кварц, полевые шпаты, слюды, обломки различных горных пород и цементирующее вещество. Обломков горных пород содержится не менее 20%, цементом служит глина и продукты изменения обломочных зерен: серицит, хлорит, цеолиты и др.Переходные породы между аркозами и граувакками представляют собой литоидные (или литические) аркозы, или полевошпатовые граувакки (субграувакки американских авторов). Песчаные породы, в составе которых все три компонента (обломки пород, кварц и полевой шпат) содержатся в количестве более 20%, относятся к смешанным и могут быть названы аркозо-граувакками. Структуры песчаных пород — псаммитовые, псаммо-псефитовые, псаммо-алевритовые, псаммо-пелитовые. В измененных и метаморфизованных песчаниках наблюдаются мозаичные конформно-регенерационные, стилолитовые, шиловидные и бластопсаммитовые структуры.Текстуры — слоистые: косо и диагонально-слоистые, волнистые, горизонтально-слоистые. Кварцевые песчаники обычно светлые, белые, редко темные (с магнетитом или органическим веществом), бурые и краснобурые (с железистым цементом), полевошпатовые и аркозовые розовые и красные, граувакковые — зеленовато-серые, темно-серые, до черных; глауконитовые песчаники окрашены в зеленые тона. Песчаные породы образуются в различных условиях. Ниже дается краткая характеристика основных генетических типов песчаных пород. Морские пески и песчаники характеризуются хорошей сортировкой и окатанностью зерен, плотной упаковкой, наличием диагональной слоистости прибрежно-морского типа, знаков волн,потоковой слоистостью. Песчаные породы морского генезиса образуются в мелководной области шельфа, на литорали и сублиторали, реже в глубоководных обстановках. Они часто содержат морскую фауну и

растительный детрит, снесенный с суши, глауконит и иногда фосфоритовые конкреции, отличаются широким площадным распространением и значительной мощностью пластов. В области пляжа они часто являются вместилищем ценных полезных ископаемых: ильменита, граната, монацита, касситерита, золота и др.Озерные пески и песчаники сходны с морскими. Основные отличия заключаются в ином составе фауны, небольшом площадном распространении, мощности и наличии в кровле и почве других озерных осадков. Диагональная слоистость озерных песков часто имеет такой же рисунок, но отличается меньшими размерами пачек и слоев. В озерных песках чаще встречается примесь глины и глинистые прослои. Речные пески и песчаники характеризуются плохой сортировкой материала и сравнительно худшей окатанностью песчинок. Упаковка песчаных осадков в речных отложениях менее плотная, пористость более высокая. В речных песках развита диагональная слоистость речного и потокового типа, перекрестная косая слоистость прирусловых валов и косо-волнистая слоистость на пойме.

Обычно песчаные породы речного генезиса содержат крупный растительный (стволы, ветки деревьев) и мелкий растительный детрит и иногда — пресноводную фауну (пелециподы) и кости Позвоночных. Песчаные породы речного генезиса встречаются в виде полос или лент, вытянутых в направлении речных долин. В русловых песках равнинных рек присутствует мелкая галька и гравий, в песчаных осадках горных рек галька является обычным компонентом. Аллювиальные пески часто содержат золотоносные, платиноносные, монацитовые, шеелитовые и другие россыпи, а также

россыпи драгоценных камней. Флювио-гляциальные песчаные породы образуются в результате перемыва талыми водами ледника моренных отложений. Они ассоциируются, с одной стороны, с ледниковыми, с другой — с 5 . 131 аллювиальными осадками, отличаются сравнительно хорошей сортировкой, невысокой степенью окатанности, наличием диагональной слоистости потокового и речного типа. Обычно флювиогляциальные пески отличаются некоторой грубостью — содержат примесь гравия и гальки. Распространены они в виде пятен неправильной формы и небольшой площади, реже в виде полос.Эоловые пески и песчаники характеризуются прекрасной сортировкой и окатанностью, а также полировкой поверхности песчинок, пользуются широким площадным распространением, отличаются значительной мощностью, наличием диагональной слоистости эолового типа, почти полным отсутствием органических ос­

татков. Распространение и практическое применение песчаных пород.Песчаные породы пользуются широким распространением в отложениях самого различного генезиса. Они являются обычным компонентом многих терригенных формаций: угленосных, флишевых, молассовых, кварцево-песчаных и др. Песчаные породы геосинклиналей отличаются полимиктовым составом и примесью вулканогенного материала, песчаные отложения платформ обычно мономинеральные или олигомиктовые. Месторождение песков и песчаников известны в отложениях разного возраста. Так, например, крупные месторождения песков известны в полтавской серии неогена Украины, песков и песчаников — в юрских, триасовых, пермских и каменноугольных отложениях Донецкого бассейна, палеозое Подолии, Урала, Тимана, Средней Азии и др. Многочисленны месторождения песков в четвертичных ледниковых отложениях Севера нашей страны,

в современных осадках пляжа озер и морей, в речных осадках и т. п.

Пески находят применение в производстве стекла, фарфора, фаянса, в литейном деле, при мощении дорог, в строительстве (для бетона, штукатурки и др.). Песчаники используются как бутовый камень, для производства щебенки, для мощения дорог. Крепкие песчаники применяются для кладки стен, песчаники с кремнистым цементом (осадочные «кварциты») — для изготовления огнеупорного кирпича — динаса. Глауконитовые породы используют для извлечения глауконита, который находит широкое применение в производстве зеленой краски, для смягчения воды (употребляется в фильтрах как

адсорбент) и для удобрения полей (калийные удобрения).

21. Пылеватые породы — алевриты. Это различные рыхлые образования (лёссы, илы) и сцементированные породы (алевролиты). Аллотигенные минералы пылеватых пород представлены кварцем, полевыми шпатами, слюдами и глауконитом. Цемент—глинистыми, карбонатными, железистыми и кремни­стыми минералами, реже хлоритами, цеолитами, фосфатами и сульфатами.

Алевритовые породы очень сходны с песчаными. Основные различия заключаются в меньшем размере дерна и, в связи с этим несколько ином минералогическом составе. В алевритах в больших количествах накапливаются глинистые минералы, слю­ды и мало или нет обломков горных пород.

По количеству и структуре выделяются все те же типы це­мента, что и в песчаных породах: контактовый, поровый, базаль­ный, регенерационный, коррозионный, крустификационный, пойкилитовый и цемент механического выполнения пор.

По минералогическому составу среди алевритовых пород, так же как и среди песчаных, можно различать мономинеральные, олигомиктовые и полиминеральные разности. Од­нако они не содержат литоидных пород, настоящих граувакк и значительно реже среди них встречаются аркозы.

Структуры пылеватых пород алевритовые (грубые и тонкие), алевро-псаммитовые, алевро-пелитовые. Дополнительная харак­теристика дается по структуре цемента. Часто встречаются микрослоистые и ориентированные структуры, благодаря парал­лельному расположению глинистых и слюдистых минералов своими длинными размерами. Текстуры алевритовых пород сло­истые и неслоистые: горизонтально-слоистые, волнисто-слоистые, косо- и диагонально-слоистые. Размеры пакетов и слойков в алевритовых породах значительно меньше, чем в песчаных. Алев­ритовые породы залегают в виде слоев, пластов, линз. Мощность пластов обычно небольшая — сантиметры, метры, несколько мет­ров и лишь в редких случаях достигают сотни метров (лёсс).

По внешнему виду и окраске пылеватые породы весьма раз­нообразны и часто похожи на песчаные. Зернистость в пылева­тых породах различима обычно только в лупу, образуются они в морях, озерах, в речных долинах, на склонах (делювий) и особенно часто эоловым путем.

Рыхлые алевритовые породы широко развиты среди совре­менных отложений — различные водные илы (морские, озерные) и лёссы. Сцементированные алевритовые породы — алевроли­ты-— широко развиты среди отложений геологического прош­лого.

22.Обломочные породы смешанного состава (песчано-алеврито-глинистые). Между песком и глиной сущест­вует целый ряд переходных пород с переменным содержанием песчаного, алевритового и глинистого материала. Эти породы получили название суглинков и супесей. Они состоят из песча­ных, алевритовых и глинистых частиц, благодаря сцеплению между частицами и некоторой цементации держатся в куске, т. е. представляют собой связные породы.

Классификация смешанных пород основана на содержании песка, алеврита и глины, а также на свойстве пластичности . Породы, содержащие глинистых ча­стиц более 30%, относятся к глинам, при содержании глинистых частиц от 30 до 10% —к суглинкам, от 10 до 5% —к супесям, менее 5% —к алевритам или пескам. В зависимости от содержа­ния песчаных и алевритовых частиц они получают названия суглинков и супесей или алевритовых суглинков и супесей (ког­да алевритовых частиц больше, чем песчаных).

Приведенная классификация предложена инженерами-геологами и дорожниками и применяется также почвоведами. С целью устранения излишнего дробления и лучшего согласования пока­зателей гранулометрии и пластичности нами внесены в эту клас­сификацию некоторые изменения: вместо трех типов суглинков выделяется только два, вместо двух типов супесей — один и при­няты иные пределы по числу пластичности (глины — число пла­стичности более 22, суглинки — 22—10, супеси—10—0).

Аллотигенные минералы в смешанных породах представлены кварцем, полевыми шпатами, слюдами, глинистыми минералами, второстепенные и акцессорные — глауконитом, обломками гор­ных пород, цирконом, турмалином, гранатом, магнетитом, гема­титом и др., аутигенные — карбонатами (главным образом каль­цитом), глинистыми минералами (гидрослюды, монтмориллонит, реже каолинит), окислами и гидроокислами железа, реже суль­фатами (гипс). Карбонаты встречаются в виде разнообразных конкреций: журавчиков или дутиков, погрымышей, миццел, псевдомицел и т. п. В странах с сухим жарким климатом суглинки и супеси содержат выделения гипса, а иногда и галита.

Структуры смешанных пород алевро-пелитовые, псаммо-алев­ритовые, псаммо-алевро-пелитовые.

Текстуры смешанных пород слоистые и неслоистые, пятни­стые и др. Супеси и суглинки являются типичными полимине­ральными и разнородно-зернистыми породами. Некоторые уче­ные подобные породы называют мусорными или хлидолитами.

Смешанные породы пользуются широким распространением среди четвертичных континентальных отложений. Месторожде­ния суглинков и супесей встречаются почти повсеместно в Ев­ропейской части СССР в Западной Сибири, Средней Азии, в Средней Европе и других странах.

Суглинки и супеси находят широкое применение для изго­товления строительного кирпича. Некоторые разности суглинков применяются для получения легкого наполнителя бетона — ке­рамзита. Тяжелые суглинки могут быть использованы для про­изводства грубой керамики (гончарная посуда, канализацион­ные трубы, метлахские плитки).

23. Минеральные типы глинистых пород

Глины. Каолинитовые глины. К каолинитовым гли­нам относятся первичные (хемогенные) и вторичные (обломочного генезиса) каолины. Первые развиты в коре выветривания кристаллических пород. По составу это главным образом каоли­нитовые породы. Второстепенными минералами являются гидро­слюды, галлуазит, кварц и ряд устойчивых акцессорных минера­лов. В первичных каолинах часто наблюдаются крупные «верми­кулитоподобные», или «воротничковые», агрегаты и отдельные кристаллы каолинита. По гранулометрическому составу и плас­тичности они обычно представляют собой породы, переходные между глиной и песком с большим количеством песчано-алеври­товых примесей.

По внешнему виду первичные каолины жирные на ощупь, по­ристые породы белого и серовато-буровато-белого цвета. При растирании пальцами всегда обнаруживаются песчинки кварца.

Вторичные каолины—глины обломочного генезиса, образу­ются в результате перемыва первичных каолинов. В процессе размыва, переноса и отложения происходит их обогащение в природных условиях — удаление песчано-алевритовой примеси и тяжелых минералов. По гранулометрии и пластичности вторич­ные каолины почти всегда являются настоящими глинами. В их составе содержится >30% (иногда >75%) глинистых частиц (диаметром < 0,005 мм), пластичность более высокая, чем у пер­вичных каолинов.

В минералогическом составе вторичных каолинов преобла­дает каолинит, имеются небольшие примеси гидрослюды, иногда галлуазита и пылеватого кварца, очень часта примесь органиче­ского углистого вещества и сульфидов железа.

В ряде вторичных каолинов имеется значительная примесь гидраргиллита. Гидраргиллит может быть обломочного проис­хождения — попадал в глину в результате перемыва латеритной коры выветривания. Мог он образоваться и на месте. Глины с гидраргиллитом встречаются в соседстве с угольными пластами, содержащими сульфиды железа. При окислении пирита образу­ется серная кислота, которая, взаимодействуя с каолинитом, дает начало гидраргиллиту.

По внешнему виду вторичные каолины плотные, жирные на ощупь породы, окрашенные в серовато-белые, белые и серые тона. При растирании пальцами наличие обломочной примеси не обнаруживается. Глина, замешанная с водой, дает вязкое тесто и раскатывается в гонкую нить. ‘

При несовершенной сортировке в процессе переноса и отло­жения, а также при смешении материала, поступавшего из раз­личных источников, образуются каолинитовые глины, со­держащие много примесей, и глины переходного состава: каолинит-гидроелюдистые и др.

Каолинитовые глины обладают высокой огнеупорностью — температура плавления многих глин выше 1700° С, температура спекания — 1300—1400° С.Месторождения первичного каолина известны на Украине (Глуховецкое, Просяное и др.), на Урале, в Западной Сибири, на Дальнем Востоке и др. Месторождения вторичных каолинов — в палеогене Украины (Новосилцевское, Кировоградское и Др-), на Урале, в Средней Европе и др.

Каолинитовые глины — ценное полезное ископаемое. Они при­меняются для изготовления огнеупорного кирпича — шамота, фарфора, фаянса и др., используются в бумажной промышлен­ности в качестве наполнителя бумажной массы (20—40% от ее состава), в резиновой промышленности как наполнитель в соста­ве резины, а также при производстве мыла, карандашей и др.

Гидрослюдистые глины. По генезису многие гидро­слюдистые глины близки к каолинитовым и связаны с ними пос­тепенными переходами. Выделяется ряд переходных типов глин: гидрослюдисто-каолинитовые, каолинито-гидрослюдистые.

Гидрослюдистые глины образуются в результате выветрива­ния силикатных пород в условиях влажного климата и представ­ляют собой продукты первой стадии химического выветривания. При перемыве коры выветривания, богатой гидрослюдами (глу­боких горизонтов коры выветривания), образуются вторичные гидрослюдистые глины.

К гидрослюдистым глинам относятся и глауконитовые глины, так как глауконит в кристаллохимическом отношении представ­ляет собой типичную гидрослюду. Генезис их иной. Глауконит является типичным диагенетическим минералом, возникающим при диагенезе морских осадков гумидной зоны.

Главные породообразующие минералы в гидрослюдистых гли­нах— гидрослюды, в том числе и глауконит. Второстепенные ми­нералы представлены каолинитом, реже монтмориллонитом, смешанно-слойными образованиями и некоторыми другими. Гид­рослюдистые глины часто содержат значительное количество обломочных примесей: кварца, полевых шпатов, слюд и др., а также различные аутигенные новообразования (карбонаты, сульфиды и др.). Многие вторичные (обломочные) гидрослюди­стые глины содержат примесь или обогащены органическим ве­ществом.

В химическом отношении они отличаются от каолинов повы- вышенным содержанием щелочей.

Макроскопически гидрослюдистые глины представляют собой пористые или более или менее плотные породы серого, темно-се­рого, белого, буровато-серого, зеленого и пестрых тонов, имеют землистое сложение, однородные или слоистые. Адсорбционная способность (емкость поглощения) выше, чем у каолинитов и ниже, чем у монтмориллонитов.

Первичные гидрослюдистые глины встречаются в коре вывет­ривания кристаллических пород. Месторождения их известны на Урале, Украине и в ряде других районов. Вторичные гидрослюдистые глины представляют собой раз­личные континентальные осадки — озерные, речные, ледниковые и морские (шельфовые) и лагунные отложения. Месторождения их известны в Сибири, Средней Азии, на Урале, Украине, в Под­московном бассейне и др.

К наиболее ценным месторождениям гидрослюдистых глин высокой огнеупорности относится Часовярское и Дружковское месторождения в полтавской серии неогена Донбасса. Эти глины состоят из монотермита. Новейшие исследования показали, что монотермит не является самостоятельным минералом, а пред­ставляет смесь каолинита и гидрослюды.

Гидрослюдистый состав имеет синяя кембрийская глина окрестностей Ленинграда, многие ледниковые глины, большин­ство четвертичных глин Европейской части СССР. Глауконито­вые глины обнаружены в юрских отложениях Подмосковной котловины.

Гидрослюдистые глины монотермитового типа (гидрослюди- сто-каолинитовые) обладают высокой огнеупорностью (до 1710° С) и применяются для изготовления огнеупорного кирпича и тонкой керамики. Рядовые гидрослюдистые глины используют для изготовления грубой керамики — метлахских плиток, кана­лизационных труб, кислотоупорных изделий (тугоплавкие глины), строительного кирпича и черепицы (легкоплавкие глины). Гид­рослюдистые глины с примесью карбонатного материала находят себе применение в цементной промышленности, глауконитовые — для изготовления зеленой краски.

Монтмориллонитовые глины в старину называли сукновальными, так как они применялись для обезжиривания шерсти, а также отбеливающими глинами или фулеровыми зем­лями. В настоящее время их называют бентонитами и флориди­нами. Ряд глин получили названия по наиболее известным место­рождениям, например гумбрин (по месторождению Гумбри в Грузии) и др.

Бентониты обладают способностью быстро и сильно разбу­хать в воде. Капля воды, упавшая на поверхность глины, вызы­вает ее вспучивание. Флоридины слабее разбухают в воде, но быстро распадаются на угловатые обломки при погружении в воду.

Монтмориллонитовые глины образуются в коре выветрива­ния эффузивных пород, богатых вулканическим стеклом, сред­них и ультраосновных пород (железистые монтмориллониты и нонтрониты). Возникают они также в обломочных и эффузивно­обломочных породах, содержащих пирокластический материал, в лагунных и морских водоемах путем преобразования вулкани­ческого стекла и глинистых минералов в стадию диагенеза и при перемыве монтмориллонитсодержащих кор выветривания и осадочных пород, богатых монтмориллонитом.

Главным породообразующим минералом является монтмо­риллонит. Второстепенными — гидрослюды, различные смешан­но-слойные минералы, аллофан, опал и др.

Макроскопически монтмориллонитовые глины напоминают воск, жирны на ощупь, светлого, серовато-белого, зеленоватого и желтоватого тона, отличаются от других глин высокой пластич­ностью, способностью в воде разбухать, высокой адсорбционной способностью и т. п. Эти свойства глин обусловлены строением кристаллической решетки — слои решетки могут раздвигаться, а промежутки между ними заполняться водой и катионами.

Месторождения монтмориллонитовых глин известны у с. Гум- бри в Грузии, вблизи г. Нальчик на Северном Кавказе и других (флоридины), у с. Аскани в Грузии, в меловых породах Крыма (кил), в третичных отложениях Средней Азии, Азербайджана, Прикарпатья и Закарпатья и других (бентониты).

Монтмориллонитовые глины (главным образом флоридины) применяются в пищевой промышленности для очистки масел, жиров, соков и т. п. Особенно много глин потребляет нефтяная промышленность для очистки нефтепродуктов. Бентониты при­меняются в качестве формовочных глин, для приготовления бу­ровых промывочных растворов, в мыловаренной промышленно­сти и в парфюмерии. Обработанные кислотами бентониты стано­вятся хорошими адсорбентами и применяются для очистки неф­тепродуктов.

Полиминеральные глины образуются в том случае, когда осадочная дифференциация вещества проходит недостаточ­но совершенно и при смешивании материала, поступающего из разных источников. Большинство полиминеральных глин имеет обломочное происхождение. Они широко развиты в делювиаль- ных-склоновых осадках, в отложениях предгорий, в речных до­линах и озерах, реже в морских осадках, иногда присутствуют и в коре выветривания.

Главными породообразующими минералами в них являются каолинит, монтмориллонит, гидрослюда, кварц, слюды. Обычно в полиминеральных глинах одновременно присутствует два-три глинистых минерала и довольно часто встречаются смешанно­слойные образования. Второстепенные минералы — глауконит, хлориты и ряд акцессориев. Полиминеральные глины содержат также ряд аутигенных новообразований — карбонатов, сульфа­тов, сульфидов, окислов и гидроокислов железа и марганца. Не­которые из них содержат примесь или обогащены органическим веществом.

Макроскопически эти глины весьма разнообразны. Обычно это связные, пористые породы, окрашенные в светло-бурые, бу­рые, коричневые, серые, темно-серые и зеленоватые тона. В зави­симости от наличия песчаной и алевритовой примеси и минерального состава они обладают высокой (мало примесей) или низкой пластичностью (много примесей).

Полиминеральные глины пользуются широким распростране­нием в четвертичных континентальных осадках и покрывают ог­ромные пространства равнин Европейской части СССР, Запад­ной Сибири, Средней Европы и др. Месторождения полимине­ральных глин весьма многочисленны и встречаются повсеместно. Они применяются для изготовления строительного кирпича и гру­бой керамики. Некоторые разности этих глин пригодны для по­лучения керамзита.

24. Глиноземистые породы — аллиты

Состав, строение и классификация аллитов. К

глиноземистым породам относятся латериты и бокситы. Латери­ты — продукты глубокого выветривания кристаллических пород (кора выветривания), бокситы бывают остаточными или латеритными, осадочными платформенными и осадочными геосинк­линальными. Залегают они в виде пластов, пластообразных за­лежей, линз, гнезд среди карбонатных, обломочных и глинистых пород. Латеритные бокситы разделяют на остаточные и метасо­матические. У первых наблюдается постепенный переход в поро­ды коры выветривания, вторые сохраняют структуру материн­ской породы. Осадочные платформенные бокситы приурочены к делювиальным, аллювиальным и котловинным (озерным) отло­жениям. Геосинклинальные бокситы обычно залегают на закарстованной поверхности известняков и покрываются карбонатны­ми породами с морской фауной. Остатки морской фауны (пелеииподы, гастроподы, гониатиты и др.) нередко встречаются и в пластах бокситов.

Классификация глиноземистых пород основана на генетиче­ском, минералогическом и текстурно-структурных признаках

Породообразующими минералами в бокситах являются гидраргиллит, бемит, диаспор, лимонит, гетит, гидрогетит, гидроге­матит, каолинит. В метаморфизованных разностях встречается гематит и корунд. Второстепенными минералами являются кварц, опал, халцедон, аллофан, галлуазит, хлориты, минералы двуоки­си титана и терригенные примеси (табл. 34 и 35).

Текстуры и структуры бокситов: землистые, пористые и кавер­нозные, оолитовые, бобовые, конкреционные, афанитовые, обло­мочные, микрозернистые и пелитоморфные. По внешнему макро­скопическому виду и окраске они весьма разнообразны — обыч­но бурые, красно-бурые, красные, реже белые, серые, зеленовато­-серые и пестрые. Латериты окрашены в кирпично-красные тона и представляют собой пористую породу, напоминающую кирпич (от later — кирпич). В свежем состоянии режутся ножом, на воз­духе твердеют. Бокситы иногда напоминают латериты, в других случаях подобны аргиллитам, глинистым сланцам, железным ру­дам, яшмам и не обладают пластичностью.

Происхождение и распространение латеритов и бокситов.

Латериты — продукты современной коры выветривания сили­катных пород, образующиеся в условиях тропического и субтро­пического климата.

В латеритном профиле выветривания различают следующие зоны (по материалам латеритной коры выветривания Индии и Эфиопии).

1. Поверхностная зона. Сложена сверху красной глиной, ни­же плотной железистой коркой, состоящей из гидроокислов (и частью окислов) железа и гидраргиллита красного или красно­бурого цвета. Нижележащая зона обогащения, пятнистая, сложена пре­имущественно гидраргиллитом с примесью гидроокислав железа.

2. Зона первичного разложения, сложенная главным образом каолинитом, вверху с примесью кремнезема (кремнисто-каоли- нитовая).

3. Каолинизированные кристаллические породы.

4. Неизменные кристаллические породы.

Латеритная кора выветривания образуется при интенсивном промывании почвы дождевыми водами, в результате чего выно­сится кремнезем и большинство катионов. На месте остаются на­именее подвижные соединения. Возможно, что в этом процессе принимают участие микроорганизмы.

По поводу происхождения бокситов существуют следующие гипотезы.

1. Бокситы — хемогенный осадок, образовавшийся в морских и озерных водах благодаря коагуляции и осаждению гелей гли­нозема.

2 Бокситы образуются в результате воздействия серной кис лоты на каолинитовые минералы. Серная кислота возникает при окислении пирита.

3 Бокситы — хемогенное образование — ископаемая кора вы­ветривания латеритного типа.

4 Бокситы — результат размыва латеритной коры выветрива­ния и переотложения продуктов выветривания в морских и озерных водоемах.

5 Бокситы образуются в болотно-озерных условиях в резуль­тате концентрации глинозема растениями.

6 Образование бокситов связано с подводной вулканической деятельностью — выносом в морские воды глинозема и затем осаждение гидроокислов алюминия химическим путем.

Освобождающийся при выветривании глинозем (разложение каолина) подвижен только в резко кислых и резко щелочных услловиях, которые редко встречаются в природе. Гидроокись алю­миния может образовать устойчивые в растворе коллоиды с гу­мусовыми веществами. В таком виде они выносятся речными во­дами в озера ,и моря, где и происходит ее отложение в виде геля гидроокисла.

Однако образование бокситов путем хемогенной садки в вод­ных бассейнах (гипотеза А. Д. Архангельского) вряд ли имело большое значение из-за малой подвижности соединений алюми­ния. Открытие и изучение новых месторождений бокситов за по­следние два десятилетия показало, что большая часть бокситов представляет собой либо латеритную кору выветривания (Белго­родские, Криворожские и др.), либо водно-осадочные образова­ния, возникшие в результате размыва ,и переотложения латерит­ной коры выветривания в озерных и морских бассейнах (Тихвин­ское, Североонежские и др.).

Бокситы — трудный объект для изучения вследствие малых размеров частиц глиноземистых минералов и часто .интенсивной окраски тонкодисперсными окислами железа. Основные методы исследования бокситов ■— термический, рентгеновский и химиче­ский анализы. Изучение их в шлифах и иммерсии представляет важный, но в общем подсобный метод исследования.

Наиболее крупные залежи бокситов в СССР обнаружены в полосе бокситовых месторождений Восточного склона Северного Урала (Красная Шапочка и др.) девонского возраста, Тихвин­ские бокситы северо-западной окраины Подмосковного бассейна каменноугольного возраста, мезокайнозойские бокситы Мугод- жар и Казахстана, Криворожские третичного возраста и др. За границей крупные месторождения бокситов известны в Югосла­вии, Греции, Южной Франции, Северной Америке (третичные бокситы Арканзаса) и др.

Основная масса добываемых бокситов применяется для полу­чения алюминия, некоторая часть для изготовления огнеупоров и адсорбентов.

25. Известковые (кальцитовые) породы. Обломочные изве­стняки состоят из обломков карбонатных пород (известняков) и известняковых организмов. Обломки имеют разную форму и размеры и в большинстве случаев подверглись механической обработке, т. е. в той или иной мере окатаны. В зависимости от формы и размера обломков выделяются конгломератовидные и брекчиевидные известняки (размер обломков >1 мм) и «извест­няковые песчаники» (1—0,05 мм).

Довольно часто в их составе преобладают обломки извест­няков, реже — известняков п раковин или одних раковин. Пер­вые являются обломочными, вторые — органогенно-обломочны­ми. Последние могут состоять из обломков раковин одного ка­кого-либо рода организмов, например фораминифер, криноидей, пелеципод и т. п. В этом случае известняки называют фораминиферово-обломочными, криноидно-обломочными и т. д.

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

Биогенные известняки составляют большую часть известных нам известняков, состоят из остатков организмов, представленных целыми раковинами или раковинным детритом, не несущим следов механической обработки. В зависимости от характера остатков и типов организмов различают ракушечники, (цельнораковинные)—фораминиферовые, пелециподовые, бра- хиоподовые, криноидные и др. — и органогенно-детритовые (из раковинного детрита)—фораминиферовые, пелециподовые и т. п. Часто встречаются известняки смешанного состава, на­пример фораминиферо-водорослевые, фораминиферо-водоросле- вокриноидные и др.

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

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

К этому же типу относятся строматолитовые известняки. Те­ла строматолитов имеют уплощенную форму и меньшие разме­ры, сложены они почти нацело водорослями.

К биогенным известнякам принадлежит белый пишущий мел — белая мягкая порода с высокой пористостью (до 50%), обладающая связностью (держится в куске), в сухом состоянии довольно прочная. Изучение ее в шлифах и при помощи элек- , тронного микроскопа показало, что она состоит из остатков из­вестковых водорослей — кокколитофорид и их фрагментов (более 70—85%), мелких фораминифер, мельчайших неправильной фор­мы зерен пелитоморфного кальцита и остатков крупных раковин иноцерамов, морских ежей, брахиопод, червей и др.

При пропитывании мела трансформаторным маслом или водой в нем выявляются скрытые текстуры: ихнитовые, обуслов­ленные массовым развитием ходов илоедов, жилистые, брекчие­видные и др.

Хемогенные известняки представлены микрозерни­стыми и пелитоморфными, оолитовыми и псевдоолитовыми раз­ностями. Пелитоморфные известняки состоят из зерен кальцита диаметром <0,005 мм, форма зерен неправильная — лапчатая.

В шлифе нормальной толщины зерна обычно лежат в несколь­ко слоев.

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

Оолитовые и псевдоолитовые известняки состоят из зерен концентрического или радиально-лучистого строения или сфери­ческих образований, лишенных таких структур (псевдоолиты). Оолиты имеют размеры от долей миллиметра до нескольких миллиметров. Количество их в породах изменчиво: в одних оолиты преобладают над цементом, в других — наоборот.

Образование оолитовых известняков происходит в зоне ли­торали в период седиментогенеза, в осадке в период диагенеза. Центрами кристаллизации или обрастания являются обломки карбонатов (раковин) кварца, полевых шпатов и др.

К карбонатным породам химического происхождения принадлежат также известковые туфы, образующиеся на выходах минеральных источников. Это пористые образования натечного сложения с пелптоморфной или микрозернистой структурой. Окрашены туфы обычно в желтовато-серые и буроватые тона, иногда светлые, почти белые.

Измененные — перекристаллизованные — из­вестняки могут возникать из известняков самого различного происхождения. Перекристаллизация известняков происходит при процессах катагенеза и метагенеза. В результате образуют­ся кристаллически зернистые и мраморизованные известняки с зернами разного размера: микрозернистые (0,005—0,05 мм) _т мелкозернистые (0,05—0,25 мм), среднезернистые (0,25—0,5лш), крупнозернистые (0,5—1 мм) и грубозернистые с размером зе­рен более 1 мм. В мраморизованных известняках присутствуют кристаллы кальцита величиной до нескольких сантиметров.

Если перекристаллизация происходила под давлением стрес­са, кристаллы кальцита обнаруживают следы деформаций (ме­ханическое двойникование, изгиб и течение).

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

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

26. Доломитовые породы. Доломитом называют породу, состоя­щую из минерала доломита (>95%')• Обычно она содержит при­месь кальцита, реже пирита, халцедона, кварца, органического вещества. В некоторых доломитах встречаются вкрапления анги­дрита, гипса и сульфидов свинца и цинка. В шлифах доломитов часто наблюдается значительное количество правильных ромбо­эдрических кристаллов доломита (зернистые и микрозернистые доломиты).

По макроскопическому облику доломиты напоминают изве­стняки. Отличие заключается в различной реакции с НС1. Изве­стняки с холодной НС1 бурно вскипают, доломиты нет. Если доломитовую породу истереть в тонкий порошок, последний бу­дет вскипать с холодной НС1, но слабее, чем известняк.

Обломочные доломиты. Среди обломочных доломитов разли­чают конгломераты, брекчии, конгломерато-брекчии и породы с меньшим размером зерна, вплоть до песчаного (1—0,05 мм). Состоят они из окатанных или угловатых обломков доломита, сцементированных доломитовым или кальцитовым цементом. Содержат примесь терригенного материала.

Обломочные доломиты встречаются среди мощных доломи­товых толщ в виде прослоев, линз, иногда пластов и представ­ляют собой результат перемыва этих толщ в условиях пляже­вого мелководья.

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

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

Водорослевые доломиты состоят из крупных караваеобраз­ных тел — биогерм, мелких округлых — шарообразных тел, ко­торые почти нацело сложены водорослями (синезелеными и зелеными, концентрирующими в своем теле карбонат магния). Тела водорослей сложены пелитоморфным доломитом. Цемента мало, состоит он из доломита. Водорослевые (биогермные) до­ломиты отличаются высокой пористостью и кавернозностью.

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

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

Хемогенные доломиты — это микрозернистые и пелитоморф- ные, лишенные органических остатков, однородные доломито­вые породы, доломиты с ангидритом и гипсом и оолитовые до­ломиты.

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

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

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

Макроскопически переходные породы трудно отличить от до­ломитов и известняков. Для достоверного определения состава необходим химический анализ, изучение в шлифах и иммерсии с применением реакций окрашивания и термический анализ.

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

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

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

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

Мергели — тонкозернистые мягкие, реже твердые камневид­ные породы, окрашенные в белые, желтовато-серые, зеленовато­серые, редко темные тона. Сложены они пелитоморфным или микрозернистым кальцитом (редко доломитом) и тонким глини­стым материалом. Распределение глинистой примеси равномер­ное, редко она концентрируется в тонких прослоях. В некоторых мергелях обнаружено значительное количество кремнезема (в виде опала). Такие породы называют кремнистыми мергелями. Глинистое вещество представлено главным образом монтморил­лонитом и гидрослюдой. Иногда мергели содержат глауконит (глауконитовые мергели), цеолиты, барит, пирит. Многие слои мергелей содержат ходы илоедов и скелеты фораминифер, кокко- литофорид и др.

Мергели употребляются для изготовления цемента. Особенно ценны так называемые цементные мергели, содержащие три чет­верти карбоната кальция и одну четверть глинистых примесей.

28. Соляные породы, или соли

Состав, структуры и классификация солей. К со­ляным породам принадлежат различные осадочные образования, главным образом хемогенного происхождения, состоящие из ми­нералов класса хлоридов, сульфатов и некоторых других. Они залегают в виде пластов, прослоев, линз различной мощности. Иногда в результате тектонических движений соляные породы образуют купола, штоки и другие вторичные, постседиментаци- онные формы залегания.

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

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

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

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

Текстуры соляных пород массивные, слоистые (тонко и грубо), сетчатые, сферолитовые, сталактитовые, узловатые, пятни­стые, брекчиевидные, капельные, плойчатые и др. Структуры —■ кристаллически зернистые (от криптокристаллических до грубо­зернистых), волокнистые, спутанно-волокнистые, натечные, кри- сталлобластические (гранобластовые, лепидобластовые, немато- бластовые, порфиробластовые, пойкилобластовые и т. п.), мета-, соматические, катакластические (брекчиевидная, сланцеватая).

Номенклатура соляных пород до настоящего времени не раз­работана.

Предложение именовать породы по названию преобладающе­го минерала, прибавляя окончание «ит», нельзя считать удач­ным, поэтому чаще всего говорят о гипсе, ангидрите, галите и указывают с чем имеют дело — с породой или с минералом (раз­личие главным образом количественное: отдельные кристаллы и • агрегаты — минерал, значительные скопления — пласты или лин­зы— порода), или же добавляют слово порода, например карналлитовая порода.

Сульфатные породы. Ангидрит встречается в виде тон­ких прослоев, пластов и линз значительной мощности. Чаще все­го зернистый, тонкозернистый голубовато-серого, реже белого и красноватого цвета. Вблизи поверхности земли подвергается гид­ратации и переходит в гипс с значительным увеличением объе­ма и изменением текстуры и структуры. При этом в слоистых ан­гидритах возникает’мелкая складчатость — плойчатость (плойча- тые текстуры и гранобластовые и гетеробластовые структуры).

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

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

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

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

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

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

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

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

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

Карналлитовая порода состоит на 50—80% из минерала карналлита и 20—50% галита с небольшим количеством ангидрита, глинистых и других примесей. Окрашена в оранжево-красные и красные тона, окраска пятнистая. Благодаря высокой гигроскопичности карналлита поверхность породы влажная. При проведении по поверхности породы стальной иглой слышно характерное потрескивание.

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

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

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

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

Породы смешанного состава. Каинитовая порода состоит из каинита (40—70%), галита (30—60%) и других соляных минералов, содержащихся в небольшом количестве (полигалит, кизерит, лангбейнит, карналлит).

Глауберитовая порода — желтовато-бурого и бурого цвета, реже серого, кристаллически зернистая (от тонко- до крупнозер­нистой), состоит из глауберита (50—90%), галита (1—50%), карбонатов (3—12%), нерастворимого в НС1 остатка (2—15%). Иногда в парагенезисе с глауберитом и галитом встречается так­же ангидрит. При выветривании на поверхности земли глаубе- рит переходит в мирабилит и гипс.

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

Происхождение и распространение соляных пород. Образо­вание солей происходит в прибрежно-морских, лагунных услови­ях и на суше в бессточных озерах. Для образования их необхо­димы определенные предпосылки.

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

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

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

Механизм образования соляных пород был восстановлен гео­логами и физико-химиками на основании изучения соляных мес­торождений и экспериментов по осаждению различных солей в ^лабораторных условиях.

Наблюдения в природе показывают, что соленосные залежи обычно подстилаются карбонатными породами. Сама залежь на­чинается сульфатами, затем следуют каменная соль и калийные Соли. Так, например , А. А. Иванов (1939) установил такое чере­дование пород в разрезе крупнейшего в СССР Соликамского ме­сторождения (снизу вверх).

1. Известково-глинистая толща артинского яруса.

2. Глинисто-ангидритовая толща мощностью 380 м.

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

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

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

6. Покровная каменная соль 1—70 м.

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

Большинство месторождений соляных пород не имеет зале­жей калийных солей. Вместе с тем встречаются залежи солей, в которых наряду с каменной и калийными солями присутствуют сульфаты калия и магния (Стассфуртское месторождение, При­карпатское и др.). Залежи солей типа Стассфуртских образова­лись из нормальной морской воды путем ее постепенного выпа­ривания. Залежи типа Соликамской — из метаморфизованных растворов: нормальные морские воды были сильно разбавлены карбонатными водами суши, практически стали бессульфатными (ион SC>3²~ осажден в виде сульфата Са). Месторождения, ли­шенные калийных солей, возникли в лагунах, постоянно сооб­щавшихся с морем — стадия лагуны, полностью изолированной от моря, здесь отсутствовала.

Лабораторные опыты по выпариванию морской воды впервые провел итальянец Узилио. В результате этих опытов выяснилось, что при испарении морской воды вначале выпадают окислы же­леза и карбонаты (когда объем воды уменьшился примерно на­половину), затем выпадают сульфаты Са; NaCl и другие легко растворимые соли выпадают, когда объем раствора достигает 0,1 первоначального.

Исследования Вант-Гоффа ,и Курнакова показали, что зако­номерность выпадения солей из растворов более сложная и опре­деляется концентрацией раствора, составом солей и температу­рой воды (давление остается постоянным — близким к атмос­ферному) .

Точные условия и последовательность выпадения солей из морской воды нормального состава при различных температурах были вычислены и изображены в виде диаграммы Вант-Гоффом. Из диаграммы, вытекает, что первым выпадает гипс, затем ка­менная соль с гипсом, ангидритом и полигалнтом. Далее следу­ет осаждение кизерита, каменной соли, каинита, полигалита и ангидрита. Позже осаждается карналлит, кизерит, каменная соль, сопровождаемая ангидритом, и, наконец, хлористый маг­ний, каменная соль, кизерит, карналлит, сопровождаемые анги­дритом. Образование солей происходит также на суше, в озер­ных'бессточных впадинах в условиях аридного или семиаридного климата. .

Источником соли являются вулканические экзголяции, выще­лачивание пород и минералов в процессе выветривания на по­верхности земли (иногда растворение древних залежей солей по­верхностными водами).

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

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

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

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

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

При выветривании на поверхности земли происходит, с одной стороны, растворение солей, с другой — образование многооб­разных вторичных кристаллов и агрегатов; при этом широко развиваются процессы гидратации.

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

Крупные месторождения гипса и ангидрита известны в кем­брии восточной Сибири, Ирана и Пакистана, в девоне Украины и Белоруссии, в пермских отложениях Приуралья, Донбасса, США, в юре Средней Азии, ГДР и ФРГ, США, в третичных от­ложениях Прикарпатья, Средней Азии, Ирана, Франции и др.

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

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

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

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

Ангидрит применяется для изготовления цементов, каменная соль — в химической промышленности и металлургии, а также при приготовлении пищи. Калийные соли используются как аг­рономические руды, карналлит является основной рудой на Mg. Сульфат натрия широко применяется в стекольной, химической и других отраслях промышленности.

29. Железистые породы

Состав, структуры и классификация железистых пород.

К железистым породам относятся железные руды осадоч­ного генезиса окисные, карбонатные, силикатные и различные железистые образования—ортшейны, орзанды и т. п., а также россыпи песков, богатые железистыми минералами. Они залега­ют в виде пластов, пропластов, прослоев, линз, гнезд и в виде об­разований неправильной формы (кора выветривания). Класси­фикация железистых пород основана на генезисе, минеральном составе и текстурно-структурных признаках

Главные минералы железистых пород — лимонит, гетит, гидрогетит, гематит, гидрогематит, лепидокрокит, магнетит, сидерит, пистомезит, сидероплезит, анкерит, тюриигит, шамозит, вивиа­нит, керчинит, окислы и гидроокислы марганца, сульфиды желе­за; второстепенные — кальцит, глауконит, хлориты, глинистые минералы и терригенные примеси—кварц, полевые шпаты, слю­ды и др.

Текстуры и структуры железистых пород слоистые и неслоис­тые, землистые, оолитовые, бобовые, конкреционные, брекчие­видные, конгломератовидные, различные коллоидные и метакол­лоидные, оферолитовые, радиально-лучистые, коррозионные и др.

По внешнему виду и окраске железистые породы весьма раз­нообразны: окисные и гидроокисные породы окрашены в бурые, охристо-бурые, красно-бурые, вишнево-красные до красных то­нов. Хлоритовые и хлорито-сидеритовые — в зеленовато-серые- табачные тона. Сидерцтовые породы окрашены в темно-серый до черного цвет. Темную (до черной) окраску имеют и матнетито- вые пески.

Происхождение и распространение железистых пород. Ис­точником железа являются кристаллические породы, содержа­щие многочисленные железистые минералы. При процессах вы­ветривания железо переходит в гидроокись и перемещается вода­ми в виде механической взвеси и коллоидов гидроокиси железа. Частично перенос осуществляется в виде сульфатов и бикарбо­натов записного железа. Принесенное таким путем железо рас­пределяется в водоемах по законам механической дифференциа­ции, согласно с гидродинамикой бассейна. Поскольку частицы взвеси и коллоиды имеют малые размеры, наибольшие (кларко- вые) количества железа наблюдаются в глинистых осадках.

Рудные концентрации железа возникают, главным образом, при диагенезе, благодаря накоплению взвесей и коллоидов — гидроокислов железа, преобразованию их и обломочных минера­лов, содержащих железо (пироксены, амфиболы, слюды, гра­наты, магнетит, ильменит и др.), концентрации которых в мелко водной области моря бывают значительные, а также благодаря высачиванию подземных вод, богатых железом на дне моря.

На проветриваемых участках дна (прибрежно-морские об­становки с развитием песчаных осадков—литораль и сублито­рали) образуются бурожелезняковые—-окисные руды. В лагун­но-заливных условиях в восстановительной среде возникают хло­ритовые и сидеритовые руды.

Значительно более разнообразны условия возникновения же­лезных руд на суше.

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

Особенно часто железные руды образуются в озерно-болот­ных условиях.

В озерах и болотах севера накапливаются окисные бобовые руды, часто содержащие значительную примесь марганца. Осаж­дение железа происходит хемогенным путем, но не исключено также участие бактерий. В болотах и торфяниках в восстанови­тельной обстановке образуются сидеритовые стяжения и кон­креции.

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

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

Практическое применение — руды на железо.

30. Марганцевые породы

Состав, структуры и классификация марганце­вых пород. К марганцевым породам принадлежат различные осадочные образования морского, лагунного и континентально­го происхождения (озерные руды, руды коры выветривания), со­держащие, как правило, более 10% окиси марганца. Классифи­кация марганцевых пород основана на генезисе и минералогиче­ском составе. Среди них выделяются по генезису хемобиогенные и хемогенные разности и по минеральному составу — окисные и карбонатные.

Главные минералы марганцевых пород — окислы и гидроокислы марганца—манганит, пиролюзит, псиломелан, или над, н другие; карбонаты марганца — манганокалыцит, родохрозит и др. Кроме минералов марганца в виде второстепенной составной части присутствуют глауконит, опал, халцедон, окислы и гидро­окислы

железа, глинистые минералы, кальцит, анкерит, сидерит и терригенные примеси.

В кремнистых и кремнисто-глинистых породах (олоковидных), сопровождающих марганцевые руды, нередко встречаются остатки кремневых организмов (спикули губок, диатомеи, ради­олярии), в самих рудах иногда находят остатки усоногих раков (Никопольское месторождение).

Марганцевые породы имеют черную окраску, часто землистое сложение (напоминают кусок земли — почву), реже конкрецион­ное, оолитовое, бобовое. Карбонатные марганцевые породы окра­шены в светлые тона — серовато-белые с розоватым оттенком,

_; розоватые, мелко- и микрозернистые, часто тонкослоистые.

Соединения марганца широко распространены в осадочных породах, но не образуют больших концентраций (конкреции, на­слы марганца—манганит, пиролюзит, псиломелан, или над, н другие; карбонаты марганца — манганокалыцит, родохрозит и др. Кроме минералов марганца в виде второстепенной составной части присутствуют глауконит, опал, халцедон, окислы и гидро­окислы железа, глинистые минералы, кальцит, анкерит, сидерит и терригенные примеси (ом. табл. 37).

В кремнистых и кремнисто-глинистых породах (олоковидных), сопровождающих марганцевые руды, нередко встречаются остатки кремневых организмов (спикули губок, диатомеи, ради­олярии), в самих рудах иногда находят остатки усоногих раков (Никопольское месторождение).

Марганцевые породы имеют черную окраску, часто землистое сложение (напоминают кусок земли — почву), реже конкрецион­ное, оолитовое, бобовое. Карбонатные марганцевые породы окра­шены в светлые тона — серовато-белые с розоватым оттенком,

_; розоватые, мелко- и микрозернистые, часто тонкослоистые.

Соединения марганца широко распространены в осадочных породах, но не образуют больших концентраций (конкреции, на теки, дендриты и т. п.). Крупные концентрации марганца — руды в осадочных породах встречаются значительно реже.

Происхождение и распространение марганцевых руд. Марган­цевые руды осадочного происхождения образовались в результа­те хемогенного и биохемогенного осаждения (деятельности бак­терий) в условиях мелководн