Краткий курс литологии

ёромоформ СНВг3 с плотностью 2,85—2,90 г/см3 или жидкость Ту:

жидкость любой плотности (от 3,19 до 1,0) путем разбавления чистой жидкости Туле дистиллированной водой. Необходимо пом­ нить, что жидкость Туле очень ядовита. При работе с ней необхо­ димо быть очень осторожным (используются вытяжной шкаф, ре­ зиновые перчатки). В настоящее время в качестве тяжелых жид­ костей широко применяются безвредные и не имеющие запаха соединения таллия.

Самым простым способом разделения фракции на легкую и тяжелую части является деление в воронке (рис. 9.27). Воронка заполняется тяжелой жидкостью, в кото­

нералов в зернах имеет точное определение показателей преломле­ ния. Для этого зерна минералов изучаются в так называемых им­ мерсионных препаратах, представляющих собой предметное стекло, па которое насыпаны зерна минералов, прикрытые топким (0,1 мм) покровным стеклом. Под покровное стекло вводится капля иммер­ сионной жидкости с известным показателем преломления. Изучая поведение и характер полоски Бекке, определяют показатели пре­ ломления интересующих нас минералов. Подробнее практика им­ мерсионного метода излагается в специальных руководствах.

Путем статистического подсчета (от 300 до 500 зерен) опреде­

ляется минеральный состав тяжелой фракции, что необходимо для характеристики состава пород, слагающих источники сноса обло­ мочного материала, и решения важных вопросов стратиграфиче­ ского расчленения и сопоставления разрезов отложений, особенно лишенных фауиистических остатков (так называемых немых толщ).

Вопросы и упрао!снения

1. Дайте название породам, состоящим из обломков размером: а) от 4 до 5 Ф; б) от —5 до —6 Ф шкалы Крамбейна.

2.В чем состоит разница между матриксом и цементом обломочных пород?

3.Какие конгломераты называются олигомиктовыми?

4.Что представляют собой тиллиты? В чем особенности их гранулометри­ ческого состава?

5.Почему нельзя сравнивать гранулометрические характеристики конгломе­ ратов, полученные методом подсчета обломков и методом взвешивания фракций?

6.Какие параметры характеризуют форму обломков, слагающих рудиты?

7.Какие породы называются песчаниками?

8.Какие минералы магматического происхождения встречаются в песчаниках

наиболее часто и какие практически не встречаются? Почему?

9. Что представляют собой литические компоненты обломочной части аренитов?

10.Дайте характеристику минерального состава цементов, наиболее часто встречающихся в песчано-алевритовых породах.

11.Что необходимо для образования в обломочной породе цемента регене­ рационного строения?

12.Какой цемент обломочных пород называется пойкилитовым?

13.Сформулируйте основные признаки, по которым песчаные породы могут быть отнесены к аркозам или грауваккам. Можно ли различить аркозовые и граувакковые породы при описании их в обнажении?

14.Что представляют собой вакки и арениты в понимании Ф. Дж. Петти-

джона?

15.Как и в каких условиях образуются: а) мономинерально-кварцевые пес­ чаники; б) аркозы; в) граувакковые песчаники?

16.Какие признаки указывают на аутигениое происхождение глауконита в обломочных породах?

17.Каков минеральный состав обломочной части наиболее часто встречаю­ щихся алевролитов?

18.' Что такое лессы? Каковы их минеральный состав, гранулометрическая характеристика, происхождение?

19.Каковы особенности минерального состава обломочной части пирокла­ стических пород?

20.Назовите обломочную породу, состоящую на 60% из обломков вулкани­ ческого стекла, 25% — из кристаллов плагиоклазов и 15% — из обломков интру­ зивных пород.

21.От чего зависит ширина зоны распространения песчаных пород в при­ брежной части бассейна осадконакопления?

22.Определите минеральные типы песчаников, обломочная часть которых

F — обломки полевых шпатов; L — обломки пород (СМ. рис. 9.11).

23.С помощью классификационной треугольной диаграммы Дотта—Петти- джона (см. рис. 9.12) определите пределы содержания в субаркозовых аренитах основных породообразующих компонентов Q, F\ L. То же проделайте для лититовых аренитов.

24.Определите, какие материнские породы подвергались эрозии в зоне вы­ ветривания, если в составе тяжелой фракции образцов песчаников были обнару­

Со и др.), существенную роль в их формировании в зоне выветри­ вания, высвобождении из материнских пород, переносе и особенно в выделении из путей миграции и осаждении играют процессы коллоидообразования, т. е. явления, контролируемые законами коллоидной химии. В соответствии с характером этих процессов обособляется семейство генетически родственных коллоидогенных пород, основными представителями которого являются:

—глинистые породы,

—аллиты (алюминиевые породы),

—ферролиты (железистые породы),

—маиганолиты (марганцевые породы)

По размерам частиц к коллоидным системам относят так на­ зываемые гидрозоли — системы, в которых размеры частиц дис­ персной фазы не превышают 0,1 мкм (10~7—10-5 см). Таковы коллоиды, образуемые гидроокислами Al, Fe, Мп, а также рядом микроэлементов (Си, Cr, V идр.).

Частпиы более низкой степени дисперсности, размеры которых не превышают 10 мкм (10~5—10~3 см), образуют так называемые суспензии• Известно, что суспензии, непосредственно примыкающие

к группе коллоидов (субколлоидные системы), во многом сходны с последними. Такова значительная часть тонкодисперсных глини­ стых минералов, формирующихся в зоне выветривания, частицы которых имеют размеры, не превышающие 0,1—1,0 мкм, т. е. легко образуют гидрозоли.

Важным параметром коллоидных и субколлоидных систем яв­ ляется их кинетическая и агрегативная устойчивость.

Кинетическая устойчивость характеризуется способностью дис­ персной фазы удерживаться во взвешенном состоянии. Так, для частиц плотностью 2,5 г/см3, имеющих размер 1,0 мкм (0,001 мм), время оседания в абсолютно неподвижной воде всего на 1 м со­ ставит около 20 сут. Частицы размером 0,5 мкм погрузятся на 1 м за 85 сут, т. е. почти за 3 мес, а частицы размером 0,1 мкм — толь­ ко за 860 сут, т. е. почти за 2,5 года! Учитывая конвективные пото­ ки, различные течения, волнение и другие движения, захватываю­ щие толщу воды бассейнов осадконакопления и препятствующие оседанию частиц, можно сказать, что выпадение в осадок дисперс­ ной фазы коллоидных и субколлоидных систем в значительной мере контролируется процессами коагуляции, агрегирования ча­ стиц.

Агрегативная устойчивость коллоидных систем характеризуется способностью частиц дисперсной фазы оказывать сопротивление силам аттракции, слипания, агрегирования и тем самым поддержи­ вать определенную степень дисперсности системы в целом, обеспе­ чивающую ее кинетическую устойчивость. Агрегативная устойчи­ вость обеспечивается в значительной степени образованием электрически заряженных, коллоидно-стабилизированных мицелл. Особую роль в обеспечении устойчивости минеральных коллоидов играют продукты разложения органики (например, гумусовые соединения), образующие с металлами устойчивые коллоидные металлоорганические комплексы — гуматы, либо стабилизирующие дисперсную фазу суспензий и золей за счет образования защити­ тельных органоминеральных коллоидов.

В процессе переноса коллоидообразующих компонентов речны­ ми водами, при относительно малом содержании дисперсной фазы (несколько десятков миллиграммов на 1 л) и наличии хотя бы не­ большого количества гумусовых соединений, стабилизирующих коллоидные и субколлоидные системы, их коагуляция может не происходить, и дисперсная фаза будет поступать в бассейн осадко­ накопления. Ф. В. Чухров указывает, что морские течения могут выносить тончайшие частицы, в том числе коллоидные сгустки, в самые отдаленные от берега участки моря.

А. Ривьер и С. Верне, изучая коагулирующее действие морской воды на глинистые субколлоидиые системы с размером частиц меньше 0,5 мкм, установили, что в присутствии следов гумата нат­ рия субколлоидная суспензия каолинита оказывается довольно устойчивой по отношению к морской воде: медленная коагуляция начинается лишь через несколько недель.

В составе современных глинистых осадков морей и океанов

существенную роль играют частицы глинистых минералов, имею­ щих коллоидные и субколлоидные размеры. Так, по данным К. Коррепса, в голубом океаническом иле количество частиц размером от 0,1 до 0,01 мкм составляет до 40%, а в красной глубоководной глине — около 25% всего осадка.

Изучение геохимии алюминия показало, что уже в зоне вывет­ ривания в результате коагуляции коллоидных растворов осаждает­ ся существенная часть гидроокислов алюминия. В палеозое и ме­ зозое наиболее вероятным был вынос в определенных условиях гидратов алюминия из зоны выветривания в виде субколлоидных суспензий и коллоидных растворов и осаждение их в результате коагуляции в прибрежно-морских условиях.

Коллоидные гидроокислы железа могут избежать коагуляции при взаимодействии с морской водой, когда они защищены гуму­ совыми коллоидами. Если железо переносится в море с континен­ та в ионной форме, то вследствие щелочной реакции морской воды, pH которой около 7,9—8,0, оно также образует гидрат окиси в форме коллоидного раствора, коагуляция которого и образование осадка контролируются законами коллоидной химии.

Рассматривая вопросы миграции марганца, К. Корренс отме­ чает, что в кислых речных водах марганец мигрирует в виде двух­ валентных ионов. В щелочных морских водах происходит его окис­ ление и марганец образует коллоидные растворы водной четырехокиси Мп(ОН)4, подвергающиеся коагуляции. Окисление двух­ валентного марганца происходит достаточно медленно и к моменту выпадения из раствора он оказывается далеко от прибрежной зоны, где осаждается основная масса гидроокислов железа.

Характеризуя процессы литогенеза и их эволюцию в истории Земли, Н. М. Страхов рассматривал А1—Ее—Мп как единую триа­ ду химических элементов, связанных общностью поведения в зоне осадкообразования. Ом отмечал, что алюминий, железо и марганец различаются главным образом геохимической подвижностью, что приводит к пространственному разобщению их скоплений.

Глинистые породы

Глинистые породы более чем на 50% состоят из глинистых ми­ нералов (см. ниже), образующих тоикодисперсные частицы разме­ ром менее 0,01 мм. Глинистые породы являются самыми распрост­ раненными среди всех осадочных образований. По оценкам различ­ ных исследователей, они слагают не менее 50—60% общего объема

осадочных толщ.

Изучение глинистых пород показывает, что в большинстве слу­ чаев они содержат большую или меньшую примесь обломочного, обычно алевритового, материала, представленного угловатыми зернами кварца. Такая примесь составляет часто 20—30—40% породы, поэтому между собственно глинистыми породами и алев­ ролитами существует ряд постепенных переходов. Необходимо

валентностей может осуществляться, связь тетраэдрических сёток между собой или с октаэдрическими сетками.

менно трем соседним октаэдрам и сплошная сетка таких октаэдров

(рис. 10.2, а).

Если в центрах октаэдров будут располагаться катионы А13+, то баланс валентностей будет достигнут, если два из каждых трех

октаэдров будут заняты А13+, а третий октаэдр останется незаня­ тым (рис. 10.2, б). При этом каждая группа (ОН)- будет принад­ лежать одновременно только двум соседним октаэдрам. _Отрица-

тельный заряд групп (ОН)- октаэдра равен 6е 2= 3е и будет компенсироваться катионом А13+. Такая сетка соответствует струк­

ном А13+, называются диоктаэдрическими. Бруситовые сетки, где три из трех октаэдров заняты катионами Mg2+, называются триоктаэдрическими.

Рис. 10.2. Схема строения сеток:

а — бруситовых триоктаэдрических Mg(OHh‘. б — гидраргиллитовых диоктаэдрических А1(ОН)з

Вершины октаэдров в октаэдрических сетках глинистых минера­ лов заняты ионами кислорода и группами (ОН)- . Ионы кислорода октаэдров, так же как ионы кислорода тетраэдров, имеют «сво­ бодные» валентности, позволяющие октаэдрическим сеткам соеди няться с тетраэдрическими. В этом случае связь осуществляется за счет ионов кислорода, которые являются общими для слоя ок­ таэдров и примыкающего к ним слоя тетраэдров. Соединение в определенной последовательности тетраэдрических и октаэдриче­ ских сеток через общие ионы кислорода в двух- и трехслойные пакеты приводит к образованию основных типов глинистых мине­ ралов.

Основным методом изучения глинистых минералов в породах является метод рентгенофазового анализа глинистых частиц, обыч­ но осажденных из суспензии с размером частиц меньше 0,001 мм на стеклянную пластинку в виде агрегата глинистых минералов,

ориентированных базальными плоскостями 001 параллельно друг другу. На дифрактограммах фиксируются отражения рентгенов­ ских лучей от плоских пакетов, образованных тетра- и октаэдриче­ скими сетками. Расстояние между поверхностями (либо нижними, либо верхними) двух соседних пакетов, образующих пространст­ венную структуру минерала, называемое межплоскостным рас­ стоянием, является индивидуальным параметром, характерным для каждого вида глинистых минералов. Межплоскостные расстоя­ ния для различных порядков отражения (001, 002, 003 и т. д.) вместе с интенсивностями их рентгеновских отражений характери­ зуют отдельные глинистые минералы.

Существенную помощь в выявлении глинистых минералов ока­ зывает изучение их поведения при нагревании, т. е. термографиче­ ский анализ, фиксирующий эндо- и экзотермические реакции, воз­ никающие в глинистых минералах при определенных температу­ рах и связанные с их дегидратацией, перекристаллизацией или разложением.

Для диагностики глинистых минералов широко используются электронные микроскопы просвечивающего и сканирующего типов, позволяющие при больших увеличениях изучать форму отдельных частиц глинистых минералов и их агрегатов.

Важные сведения о составе глинистых минералов могут быть получены в результате их химического анализа.

При относительно небольшом числе типов структур большое разнообразие индивидуальных видов глинистых минералов зави­ сит, прежде всего, от характера изоморфных замещений в тетра­ эдрах и октаэдрах, характера заполнения октаэдров теми или ины­ ми катионами (от диоктаэдричности или триоктаэдричности сеток), особенностей связи между двухили трехслойными пакетами, об­ разующими трехмерную структуру минералов, и от комплекса ионов, заполняющих межпакетные пространства. Особую трудность в изучении ряда глинистых минералов создает явление формиро­ вания смешаиослойных образований, в которых по оси с неупоря­ доченно чередуются пакеты различной структуры и состава.

Основные группы глинистых минералов

В настоящее время нет общепринятой классификации глинистых минералов. Отдельные исследователи подходят к их классифика­ ции с различных позиций и придают тем или иным особенностям структуры минералов неодинаковое значение. Поэтому удобнее всего рассмотреть, как эго делается во многих руководствах, строе­ ние наиболее распространенных глинистых минералов и их основ­ ных разновидностей.

По характеру соединения и чередования тетра- и октаэдриче­ ских сеток в структуре глинистых минералов они могут быть раз­ делены на следующие основные группы, представленные в природе наиболее распространенными типами глинистых минералов:

—группа каолинита,

—группа смектитов (монтмориллониты),