Петрография обломочных и карбонатных пород (учебно-методическое пособие)

Санкт-Петербургский государственный университет

 М. В. Платонов, М. А. Тугарова

 ПЕТРОГРАФИЯ ОБЛОМОЧНЫХ И КАРБОНАТНЫХ ПОРОД

 Учебно-методическое пособие

 Санкт-Петербург

 2003   

УДК 552.5

ББК  26.31

         С89

 

Рецензент  канд. геол.-минер. наук Э. И. Сергеева (НИИЗК СПбГУ)

 Печатается по постановлению Редакционно-издательского совета С.-Петербургского государственного университета

 Платонов М. В., Тугарова М.А.

С89 Петрография обломочных и карбонатных пород: Учебно-методич. пособие. - СПб., 2004. - 72 с.

 Приводится общая характеристика обломочных и карбонатных пород, компонентные (минеральные) и структурные классификации, рассматриваются их петрографические признаки. Даны схемы петрографического описания и примеры описания шлифов.

Предназначено для студентов геологического факультета и рекомендуется для практических занятий по курсу «Литология».

 

ББК  26.31

 

©  М. В. Платонов, М. А. Тугарова, 2004

©  С.-Петербургский государственный университет, 2004

 

Оглавление

 

Введение

 

3

1. Обломочные породы или кластолиты

1.1. Структуры и структурная классификация обломочных пород

1.2. Род псаммитолиты, пески и песчаники

4

5

8

2. Карбонатные породы

2.1. Классификация карбонатных пород по минеральному составу

2.2. Структурные классификации

2.3. Вторичные (постседиментационные) изменения

2.4. Пористость карбонатных пород

2.5. Схема петрографического описания

50

50

55

61

64

66

Литература

70

 

 

 

ВВЕДЕНИЕ

 

В 1998 г. вышла в свет монография «Систематика и классификации осадочных пород и их аналогов», созданная большим авторским коллективом под редакцией В. Н. Шванова, которая рекомендована Подкомиссией по классификации осадочных пород Национального комитета геологов России для геологов Российской Федерации и стран СНГ. В работе на основе обобщения обширного материала по осадочным породам и их аналогам - современным осадкам и метаморфическим породам приводятся основополагающие принципы классифицирования осадочных пород по их вещественно-структурным признакам и развернутая система классифицирования осадочных образований.

Использование объективных признаков - вещественного состава и структур осадочных пород для классифицирования приводит к унифицированию названий осадочных образований и является безусловным прорывом в петрографии осадочных пород. Освоение сложной номенклатуры осадочных образований необходимо внедрять в сознание будущих геологов со студенческой скамьи. Как показывает практический опыт, восприятие этой области знаний студентами - процесс сложный, что усугубляется отсутствием современных учебных пособий по петрографии осадочных пород. «Систематика...», изданная тиражом 800 экземпляров, уже стала библиографической редкостью. Если недостаток учебников по литологии компенсируется недавно изданной 3-х томной «Литологией» В. Т. Фролова (Фролов, 1992; 1993), то новые пособия по практической петрографии осадочных пород вообще отсутствуют.

Данное учебное пособие, опираясь на основные понятия и принципы, изложенные в «Систематике...», частично пытается восполнить пробел в этой области. Пособие содержит рекомендации по овладению основными понятиями петрографии осадочных образований, начальными навыками описания и корректного названия осадочных пород. Предназначено для студентов-геологов и соответствует программе практических занятий по петрографии осадочных пород.

1. ОБЛОМОЧНЫЕ ПОРОДЫ, ИЛИ КЛАСТОЛИТЫ

 Обломочными породами, или кластолитами, следует считать осадочные породы с обломочной структурой и кварц-силикатного состава (за исключением тонкодисперсных, глинистых пород) (Фролов, 1993).

Поясняя это определение, можно сказать следующее. Обломочная - это та структура, структурным компонентом которой являются обломки минералов или горных пород. Генетически, т. е. по происхождению, минералы и горные породы, составляющие обломки - это более древние относительно данного осадочного цикла минералы и породы. Другими словами, образование обломочных структур в классическом варианте происходит путем разрушения более древних пород, перемещения продуктов разрушения под действием различных агентов, их трансформации в процессе перемещения (дробление, истирание, окатывание) и отложения.

Именно поэтому обломки, или обломочные зерна, как правильнее их называть, имеют специфический облик (о котором будет рассказано ниже) и их легко отличить в шлифе от других структурных компонентов, а также от минералов необломочного происхождения (т. е. аутигенных, образовавшихся в породе после осаждения осадка).

Обломочными структурами обладают не только обломочные породы, но и многие другие, например, известняки, бокситы, фосфоритолиты и пр. Обломочные зерна в них представлены соответственно карбонатами, минералами окислов и гидроокислов алюминия, фосфатным веществом. Но в этих породах обломочные структуры встречаются не часто и не являются основными. Поэтому, как правило, обломочные зерна присутствуют в необломочных породах совместно с другими структурными компонентами - оолитами, пизолитами, биокомпонентами и др.

Только для обломочных пород обломочная структура является основной. При этом обломки, по определению, имеют кварц-силикатный состав, т. е. представлены кварцем, полевыми шпатами, слюдами и другими силикатными минералами, а также обломками магматических, метаморфических и осадочных пород. Именно минеральным составом обломочных зерен они и отличаются от других пород с обломочной структурой и выделяются в класс кварц-силикатных обломочных пород. При этом, в соответствии с принципами классификации осадочных пород, обломочые зерна кварц-силикатного состава должны оставлять более 50 % объема породы и, соответственно, площади шлифа.

 

1.1. Структуры и структурная классификация

обломочных пород

 

По структурному признаку, а именно, по наличию обломочных структур, в надклассе силикатные породы выделяется семейство обломочных пород или кластолитов (Систематика..., 1998). Для дальнейшего деления обломочных пород на рода используется такой признак, как размер обломочных зерен. Этот признак - главный структурный признак обломков и самих пород, так как является определяющим поведение (т. е. скорость, дальность, характер переноса и осаждения) обломочных частиц в ходе седиментогенеза. Размерные границы между родами выбраны не формально, а в результате многолетнего изучения обломочных пород разными авторами. Они соответствуют в той или иной степени естественным границам, которые обусловлены природой частиц разной размерности.

Итак, в семействе обломочных пород по размеру обломочных зерен выделяются четыре рода:

1. Мачиниты (> 10 м) - утесовые породы.

2. Псефитолиты (2 мм-10 м) - грубообломочные породы.

3. Псаммитолиты (2-0,05 мм) - пески и песчаники, песчаные породы.

4. Алевролиты (0,05-0,005 мм) - алевритовые породы.

Для более дробного деления пород на структурные виды используется уже комплекс структурных признаков, главным из которых остается размер зерен, который дополняют окатанность или неокатанность (угловатость) обломков и сцементированность пород. В табл. 1 приведена структурная классификация всех обломочных пород по вышеперечисленным признакам. Признак окатанности зерен используется и отражается в названии только грубообломочных пород. Для песчаных пород этот признак в название не выносится, но обязательно изучается при описании шлифов. Для алевритовых пород изучение окатанности зерен смысла не имеет, так как зерна алевритовой размерности  не  окатываются в  процессе  седиментогенеза.  Предельным размером, ниже которого обломочные частицы не окатываются и почти всегда имеют угловатую форму, считается размер 0,1-0,05 мм.

Далее речь пойдет только о песчаных породах, потому что именно они являются основным предметом петрографического изучения среди обломочных пород.

 

1.2. Род псаммитолиты - пески и песчаники

 

Структуры и петрографический состав более крупных по размеру зерен пород, как правило, изучаются непосредственно при полевых работах, в обнажениях, кернах и т. д. Связано это, в первую очередь, с тем, что большие размеры обломков и, соответственно, их вес физически не позволяют исследователю отобрать представительные образцы. Отбираются только характерные образцы зерен и цемента для уточнения их вещественного состава в камеральных условиях. Поэтому непосредственно при полевых исследованиях линейкой измеряются поперечники обломочных зерен (около 100 штук), а также по возможности определяется минеральный или петрографический состав обломков и их соотношение в породе.

Чистые алевритовые породы мало распространены в природе. Гораздо чаще частицы алевритовой размерности встречаются как один из компонентов смешанных песчано-алевро-глинистых пород, наиболее развитых в четвертичных и современных отложениях. А в качестве примеси частицы алевритовой размерности практически всегда присутствуют в песчаных и глинистых породах.

Петрографическое изучение алевролитов, так же как песчаных пород, производится в шлифах под микроскопом идентично описанию и изучению последних (чему и посвящено дальнейшее повествование), но только при б?льших увеличениях микроскопа (х20, х40). При этом минеральный и структурный составы алевритовых пород менее разнообразны: в них нет обломков пород, не встречаются окатанные зерна, меньше структурных типов цементов и пр.

 

1.2.1. Как отличить собственно обломочные зерна (минералы) от аутигенных минералов, составляющих цемент или развивающихся как вторичные по обломочным

Песчаные породы состоят из трех основных структурных компонентов:

I. Обломочные зерна.

II. Цементирующая масса, или цемент.

III. Поровое пространство, или пустоты.

Чтобы научиться описывать шлифы обломочных пород, прежде всего надо научиться различать эти структурные компоненты. Это касается и других типов пород. Студенты часто ошибочно определяют как обломочные минералы минералы явно аутигенного (вторичного) происхождения, заполняющие в породе первичные пустоты или развивающиеся по первичным минералам. Такие ошибки приводят к неправильному определению типа породы.

I. Обломочные зерна. Признаки, по которым они определяются следующие:

1. Четкие контуры зерен, хорошо видимые в параллельных или скрещенных николях - это резко отделяет обломки от цементирующей массы.

2. Подчеркивание контуров зерен пленками различного состава (глинистого, железистого), которые обволакивают обломки, или кристаллическими (регенерационными) каймами, обычно кварцевыми, наращивающими зерна (см. рис. 4).

3. Специфическая форма зерен, изменяющаяся в диапазоне от угловатой до округлой. Другой форма обломков быть не может. Если в шлифе вы видите зерна (кристаллы) с хорошо выраженными кристаллографическими формами или, наоборот, с неясными, расплывчатыми, неправильными, лапчатыми контурами, то, скорее всего, перед вами аутигенные минералы, не обломочного, а вторичного, эпигенетического происхождения.

Исключения, связанные со случаями, когда обломочные зерна не имеют угловатую или округлую форму:

1. Конформнозернистые структуры, свойственные обломочнымпородам, находящимся на стадии метагенеза и метаморфизма (см. рис. 5); подробнее о них будет рассказано ниже.

2. Коррозия, растворение обломочных зерен, замещение цементирующей массой или вторичными минералами, развивающимися по обломкам, вплоть до полного их исчезновения (уничтожения). И, как следствие, изменение формы обломков, контуры которых становятся неясными или неправильными, волнистыми. Правильно распознать обломочную часть в этом случае можно по общей структуре породы, минеральному составу, реликтам первичной структуры и другим прямым и косвенным признакам. Все это требует детального и внимательного изучения шлифа и соответствующего опыта, который приходит со временем.

3. Специфический облик самих обломочных (как правило, второстепенных и акцессорных) минералов, например слюд, которые имеют пластинчатую форму. В шлифах их обычно можно наблюдать в поперечных плоскости спайности срезах в виде удлиненных тонких чешуек. Кроме того, поскольку слюды являются мягкими минералами, их пластинки, чешуйки могут приобретать изогнутые формы под давлением более твердых породообразующих (кварц и пр.) минералов. Такому же эффекту сдавливания может быть подвержен глауконит и некоторые другие минералы.

II. Цемент. Цементирующая масса, или цемент обломочных пород - это вещество, заполняющее промежутки между зернами и обломками в породах, превращающее рыхлый осадок в обломочную породу (Геологический словарь, 1955).

Цемент представлен вторичными (аутигенными), в основном диагенетическими и катагенетическими минералами, которые показывают историю становления и преобразования породы. Цемент заполняет пространство между зернами и, как правило, выглядит как однородная масса. Но в состав цемента могут входить два и более минералов, каждый из которых обладает своим структурным типом. В природе встречаются также бесцементные породы.

В литологии существует понятие - заполнитель, или матрикс, свойственный очень многим песчаным породам складчатых областей. Под матриксом понимается тонкое глинистое вещество, в котором «плавают», не соприкасаясь друг с другом, обломочные зерна. Особенностью образования матрикса является одновременное осаждение глинистых частиц с песчаными обломками.

В этом разделе уместно перечислить признаки, по которым может быть установлена аутигенная природа минералов. Надо иметь в виду, что цемент, как правило, состоит из аутигенных минералов, которые не обязательно являются цементом. Они могут развиваться по обломочным зернам, остаткам организмов, самому цементу, а также заполнять пустоты и трещины. Итак, признаки аутигенных минералов следующие:

1. Идиоморфизм - существование совершенных кристаллических ограничений зерен, лишенных следов механической обработки.

2. В случае неправильных кристаллических очертаний - подчинение контурам расположенных рядом и образованных ранее кристаллов или обломков.

3. Выстилание и выполнение пор, каверн и трещин.

4. Присутствие в виде инкрустирующих (выполняющих, заполняющих пустоты кристаллов), крустификационных (обрастающих, например, остатки организмов кристаллов) или регенерационных (обрастание кристаллами кварца кварцевых зерен) каемок.

5. Замещение обломочных зерен веществом, имеющим отчетливую связь с цементом.

6. Характерная форма кристаллических агрегатов, свидетельствующая об образовании их по органическим остаткам.

7. «Чистые», прозрачные зерна без следов выветривания или растворения, но часто содержащие включения, захваченные в процессе роста, что характерно для вторичных минералов.

III. Поровое пространство, или пустоты, поры. Это промежутки между отдельными зернами, слагающими породы, а также пустоты размером до 1 мм в твердых породах (Геологический словарь, 1955).

Поры бывают первичные и вторичные. В процессе отложения чистый песчаный осадок, как правило, является сильно пористым. Но даже в этом случае поры могут заполняться более мелким алевритовым или глинистым материалом. Оформившиеся песчаные породы обычно хорошо сцементированы и не имеют пор или малопористы. Но все-таки из-за участкового развития цемента или его отсутствия поровое пространство часто может быть широко распространено.

Поры - важный структурный элемент песчаных пород, который несет информацию о вторичных процессах, развивающихся в диа- и катагенезе, а также о том, может ли порода являться вместилищем жидких и газовых полезных ископаемых. Поэтому в шлифе необходимо оценивать размеры пор, их форму и площадь, которую они занимают.

1.2.2. Структуры песчаных пород

 

1.2.2.1. Структуры обломочных зерен

 

Размер обломков является главной структурной характеристикой песчаных пород. Исследование распределения обломков по размерным фракциям считается одним из важных направлений при изучении песчаников и других обломочных пород. По размерам обломочных зерен литологи могут судить о том, в каких динамических условиях происходило накопление песков: при каких скоростях породообразующего потока (течения и ветра); в каких фациальных условиях (речные отложения или морские); как быстро формировался осадок.

По размерам обломков песчаные породы делятся на пять классов (см. табл. 1). Изучение спектра размеров обломочной части называется в литологии гранулометрией, характеристика породы по размеру обломков - гранулометрическим составом песков и песчаников.

 

Таблица 2. Цена деления окулярной линейки

в различных моделях микроскопов, мм

 

Увеличение

объектива

ПОЛАМ С-113

МП-2 (окуляр х6)

х3

0,033

0,053

х9 (х8)

0,012

0,02

х20

0,0057

0,0077

х40

0,0028

0,0039

х60

0,002

0,0026

 

Гранулометрический анализ в шлифах производится путем непосредственного измерения поперечников зерен в поле зрения микроскопа. Измерение проводят линейкой, вмонтированной в окуляр, предварительно определив с помощью объект-микрометра цену деления линейки для разных объективов (табл. 2). Объект-микрометр представляет собой металлическую пластинку с кварцевым «окошком», на котором нанесен отрезок с поперечной штриховкой длиной в 1 мм (прилагается к набору микроскопа ПОЛАМ С-113).

Упрощенная схема определения гранулометрического состава выглядит следующим образом:

1. Строится таблица, где в графах даны классы зернистости породы, значения границ классов в миллиметрах и в делениях окулярной линейки при соответствующем увеличении (табл. 3).

2. При точных анализах на покровном стекле тушью проводится несколько линий, параллельных краю шлифа. Расстояние между ними должно быть больше среднего диаметра обломков. Измеряются минимальные поперечники всех зерен, попавших на эти линии. При упрощенной схеме работа ведется по воображаемым линиям путем постепенного перемещения шлифа параллельно окулярной линейке, стоящей «горизонтально».

3. Результат измерения каждого зерна заносится в таблицу фиксированием не конкретного числового значения размера, а меткой в виде «палочки» попадания зерна в тот или иной размерный класс. Количество зерен, необходимое для подсчета, - не менее 100.

4. По результатам замеров рассчитываются количественные проценты содержания гранулометрических классов в породе.

С более точной методикой проведения гранулометрического анализа в шлифах можно познакомиться в книге В.Н. Шванова «Песчаные породы и методы их изучения» (1969).

 

Таблица 3. Ведомость проведения гранулометрического анализа

в шлифах

 

Класс зернистости песков и название примеси

Границы

классов,

в мм

Границы классов, в делениях окулярной линейки

Результаты подсчета зерен

Количество зерен, шт.

Cодержание, в колич. %

Гравелитовая

> 2

> 167

-

-

-

Грубый

2-1

167-83

-

-

-

Крупный

1-0,5

83-42

||

6

4

Средний

0,5-0,25

42-21

|||||

15

10

Мелкий

0,25-0,1

21-8

||||||||||||||||||||||||

72

48

Тонкий

0,1-0,05

8-4

|||||||||||||

39

26

Алевритовая

< 0,05

> 4

||||||

18

12

Сумма

 

 

 

150

100

 

Еще более простым способом является измерение нескольких десятков произвольно выбранных зерен окулярной линейкой в различных частях шлифа. При этом определяются максимальный, минимальный и приблизительно средний размеры зерен в миллиметрах. Следует помнить, что в шлифе зерна имеют меньший размер, чем на самом деле:

Dист = 1,32 Dизм,

где Dист - истинный средний диаметр зерна, Dизм - измеренный средний диаметр зерна.

Результатом анализа размеров обломочных зерен является определение класса зернистости и соответствующей структуры, которая вносится в название породы. Так, для песчаника, пример изучения состава которого приведен в табл. 3, структура определяется как тонко-мелкозернистая, соответственно название породы как тонко-мелкозернистый песчаник. При этом на второе место ставится название того класса, содержание зерен в котором больше.

В песках и песчаниках также могут присутствовать примеси непесчаной размерности - гравийные, алевритовые, глинистые (содержание последних в шлифах не определяется). Их наличие и количество фиксируется в ходе гранулометрического анализа и отражается в названии породы. Для вышеупомянутого образца (см. табл. 3) название будет выглядеть так: алевритистый тонко-мелкозернистый песчаник. Слово «алевритистый» говорит нам о присутствии в песчаной породе частиц алевритовой размерности (0,05-0,005 мм), а суффикс -ист- - о содержании их в количестве 5-25 %. Другой пример такого названия - гравелитистый. Но если в породе содержание примеси становится выше - от 25 до 50 %, то суффикс прилагательного изменяется на -ов- (алевритовый, гравелитовый). Это общее правило для примесей во всех типах пород. Исключение из него составляют следующие названия примесей:

- содержание 5-25 % - слабоглинистый, слабокремнистый, слабожелезистый, песчанистый;

- содержание 25-50 % - сильноглинистый, сильнокремнистый, сильножелезистый, песчаный.

Сортированность является еще одним структурным признаком песчаных пород, позволяющим судить о том, в каких условиях и как долго накапливался песчаный осадок. Песчаные частицы могут быть сосредоточены в каком-либо одном размерном классе либо могут распределяться приблизительно равномерно по нескольким классам. В соответствии с этим порода может быть названа хорошосортированной, средне- или плохосортированной. В хорошосортированных песках и песчаниках более 90 % частиц сосредоточено в одном классе, название которого вводится в название породы - «грубозернистый», «тонкозернистый» песок или песчаник. Если более 90 % частиц сосредоточено не в одном, а в двух классах, порода определяется как среднесортированная и называется в соответствии с названиями этих классов «грубо-крупнозернистый песчаник», «мелко-тонкозернистый песок». При этом на второе место ставится название того класса, содержание зерен в котором больше. Если 90 % частиц распределено более чем в двух классах, порода относится к плохосортированной.

Окатанность обломков - структурный признак, говорящий нам о длительности нахождения осадка на стадии переноса и осаждения. Другими словами, чем выше окатанность зерен, тем больше циклов переотложения испытал осадок или тем дольше он мигрировал от источников сноса.

Как мы уже видели, окатанность зерен определяют по 5-балльной шкале с помощью трафаретов (рис. 1). Это один из самых простых и нетрудоемких способов визуальной оценки формы обломков. Совершенно неокатанные зерна с острыми краями обозначаются баллом 0, вполне сохранившие первоначальную форму и обладающие лишь слегка сглаженными ребрами - баллом 1, обломки со сглаженными углами, но еще заметными прямолинейными гранями, - баллом 2, хорошо окатанные, сохранившие лишь следы первоначальной огранки, - баллом 3, идеально окатанные - баллом 4.

В одном шлифе под микроскопом оценивают окатанность 50-100 зерен и вычисляют коэффициент окатанности, который характеризует среднюю окатанность зерен песчаника (Шванов, 1969):

 

,

где n , n , ..., n  - число зерен, обладающих соответствующим баллом окатанности. Порода, целиком сложенная зернами нулевого балла, имеет Ко=0, сложенная обломками четвертого балла, имеет Ко =100 %. Различают неокатанные, или угловатые зерна - Ко =0-20 %, плохо окатанные - 20-40 %, среднеокатанные - 40-60 %, хорошо окатанные - 60-80 %, идеально окатанные - 80-100 %.

 

Рис.1. Шкала для определения окатанности обломков.

0, 1, 2, 3, 4 - баллы окатанности (Рухин, 1961).

 

Мы рассмотрели основные типы структур обломочной части песчаного осадка или породы. Подведем некоторые итоги. Для этого воспользуемся примером из табл. 3, предположив, что для этой породы Ко =30 %. Характеризуя в целом структуру данной породы, мы отмечаем, что она является тонко-мелкозернистой, плохосортированной, плохоокатанной. Структурное название породы - тонко-мелкозернистый песок или песчаник.

 

1.2.2.2. Структуры и структурные типы цементов

 

Структурная классификация цементов и определение структуры цементов производятся по ряду признаков в соответствии с принципом параллельных классификаций и осуществляются последовательно от первого признака к последнему (Шванов,1987).

Следует выделять структурные типы цементов песчаных пород по признакам, описанным ниже.

1. По количеству и распределению в породе (рис. 2).

 

 

Рис. 2. Типы цементов по их количеству и распределению в породе (Шванов, 1987).

а - базальный; б - открытый поровый; в - закрытый поровый; г - неполный поровый;

д - контурный; е - прерывистый контурный.

 

Базальный. Является следствием высокого содержания цемента (40-50 %), в котором зерна «плавают», не соприкасаясь друг с другом. Базальные цементы могут быть любого состава (глинистые, карбонатные, кремнистые и др.) и, как правило, являются сингенетичными. При увеличении цемента до количеств, превышающих 50 %, порода получает название в соответствии с составом цементирующего вещества, само понятие о цементе теряет смысл, так как цемент становится главным породообразующим компонентом, а песчаная составляющая рассматривается как примесь.

Открытый поровый. Зерна частично соприкасаются друг с другом, образуя «открытые поры». Наблюдается при довольно высоком (30-40 %) объеме цементирующего вещества или бесцементного порового пространства.

Закрытый поровый. Цемент располагается только в промежутках между соприкасающимися зернами. Количество порового цемента при полном заполнении составляет 25-30 %. Чаще всего это цемент карбонатный катагенетический, но могут быть цементы измененные седиментационные и диагенетические глинистого, кварцевого, железистого или фосфатного состава.

Неполный поровый. Характеризуется частичным заполнением цементом порового пространства, что типично для молодых и современных песков, а в литифицированных толщах может быть связан с растворением открытого или закрытого порового цемента и последующим выносом вещества.

Контурный. Развит только вокруг обломочных зерен, вдоль их контура. При этом часто зерна соприкасаются и прилегают друг к другу, разделенные цементом. Контурные цементы бывают разного состава и в зависимости от этого имеют различное происхождение: глинистые и железистые преимущественно седиментационные, фосфатные и глауконитовые - седиментационно-диагенетические, карбонатные и кремнистые - диагенетические и эпигенетические. Контурный цемент составляет небольшую часть породы, обычно не более 5-8 %.

Прерывистый контурный. Наблюдается в виде изолированных примазок или сгустков на поверхности зерен. Малое количество цемента может быть связано как с первичными процессами осаждения, так и с последующим выносом вещества. Когда фрагменты цемента присутствуют только в точках соприкосновения зерен, они называются цементом  соприкосновения - явление,  свойственное  песчаным  осад-

кам, активно промываемым иловыми или подземными водами.

2. По равномерности заполнения порового пространства (рис. 3).

Сплошной равномерный. Содержится в одинаковых количествах и одинаково расположен по отношению к обломочным зернам на всей площади шлифа.

Сплошной неравномерный. Встречается на всей площади шлифа, но характеризуется в разных участках разным содержанием или разным расположением относительно обломочных зерен.

Несплошной. Характеризуется наличием участков, свободных от цемента, меньших по площади по сравнению с участками, где цемент присутствует.

Пятнистый. Образует пятна, сгустки, которые включают много обломочных зерен. Их площадь меньше площади, свободной от цемента данного состава.

Островной. Представляет собой мелкие сгустки и изолированные участки, соизмеримые по величине с обломочными зернами.

Точечный. Обособляется в виде мелких, меньше, чем обломочные зерна, образований; часто они являются включениями внутри цемента иного типа.

3. По степени кристалличности.

Аморфный. Изотропный в скрещенных николях, является, как правило, наиболее ранним по отношению к другим типам, формируясь в стадию отложения в виде пленок вокруг зерен, сгустков, микролинз или при диагенезе путем выполнения пор.

Микрокристаллический. Характеризуется появлением микрокристаллов размером менее 0,005 мм, часто на фоне основной аморфной массы. Может формироваться на разных стадиях образования осадка - от седиментационной до метагенеза.

Мелкокристаллический. Характеризуется размерами кристаллов, которые меньше среднего размера обломочных зерен.

Мозаичный. Имеет кристаллы, соизмеримые с цементируемыми обломками зерен.

Агрегатный. Кристаллы такого цемента в 2-3 раза больше включенных в них обломочных зерен.

Пойкилитовый. Образует крупные монокристаллы, захватывающие большое число зерен. Пойкилитовый цемент хорошо проявляется под микроскопом одновременным погасанием и просветлением больших участков шлифа.

 

 

Рис. 3. Типы цементов по равномерности заполнения межзернового

пространства (Шванов, 1987).

а - сплошной равномерный; б - сплошной неравномерный;

в - преобладающий несплошной; г - пятнистый; д - островной; е - точечный .

Степень кристалличности цемента может указывать на вероятное время его образования и в еще большей степени - на время его раскристаллизации: чем полнее кристалличность и больше кристаллы, тем больше вероятность образования цемента в наиболее поздние стадии, связанные с погружением и затем с поднятием и проявлением процессов гипергенеза.

4. По взаимоотношению с обломочными зернами. Подразделяются на цементы независимой цементации, конструктивные и деструктивные.

А. Независимой цементацией называется явление, когда вещество цемента не ориентируется каким-либо образом и не взаимодействует с веществом обломочных пород.

Б. Конструктивные цементы (рис. 4, 1-4) наращивают зерна, увеличивая их размеры. Различают конструктивные цементы четырех типов.

Пленочный. Обволакивает обломки тонкой аморфной пленкой. Пленочными чаще всего являются глинистый, железистый и фосфатный цементы, образующиеся в зоне выветривания материнских пород, при переносе и отложении, реже в раннем диагенезе.

Крустификационный (или обрастания). Характеризуется развитием кристалликов цемента, ориентированных перпендикулярно к поверхности обломочных частиц и образующих вокруг них непрерывную оторочку. Формируется обычно в стадию диагенеза, а в породах, промываемых грунтовыми водами, также в стадию начального катагенеза.

Неравномерного нарастания. Развит обычно в граувакках, аркозо-граувакках, туфогенных песчаниках, в условиях стрессовых давлений. Возникает вследствие роста кристаллов в направлении, перпендикулярном давлению - образование «бородатых зерен». Развивается по кварцу, альбиту и некоторым тяжелым минералам. Состав кварц-альбит-хлоритовый, часто с карбонатами, эпидотом и др.

Регенерационный. Проявляется в наращивании обломков цементом того же состава с той же оптической ориентацией, что под микроскопом проявляется в одновременном погасании и просветлении обломочного зерна и регенерационной каймы. Регенерационным цементом является обычно кварц. Регенерация осуществляется на всех стадиях существования осадков и осадочных пород от раннего диагенеза до метагенеза.



В. Деструктивные цементы (см. рис. 4) разрушают зерна, проникая в них или замещая их. Образуют типы, приведенные ниже.

Проникновения. Явления проникновения цемента в обломочные зерна без их замещения осуществляются по трещинам разрыва или спайности в трещиноватых обломках кварца, полевых шпатов, в обломках кремнистых или метаморфических пород. Таким цементом чаще всего является глинистое вещество, карбонаты, гипсы, соли.

Коррозионный. Характеризуется проникновением и частичным замещением любых обломочных зерен веществом цемента. Зерна приобретают неправильные, извилистые контуры, часто происходит разъединение зерен на фрагменты, которые узнаются только по совместному погасанию и просветлению при повороте столика микроскопа. Коррозионный цемент по составу чаще всего карбонатный.

Замещения. Проявляется в замещении веществом цемента обломочных частиц, от которых остаются фрагменты, реликты или только контуры, «тени» первоначальных зерен. Часто наблюдается развитие каолинитового или каолинит-гидрослюдистого цемента по полевым шпатам, монтмориллонитового - в вулканических туфах; замещение карбонатным цементом - зерен кварца и полевых шпатов, кремнистым - карбонатных обломков и органических остатков, фосфатным и глауконитовым - кварца, полевых шпатов, кремнистых и глинистых обломков, слюдисто-хлоритовым - обломков эффузивных пород.

5. По времени образования. Подразделяются на 1) седиментационные, 2) сингенетические, 3) диагенетические, 4) катагенетические, 5) метагенетические, 6) гипергенные цементы. Время образования цементов возможно определить при петрографическом изучении песчаных пород, поэтому студенты должны научиться определять стадийность минералообразования в породе. Более подробно этот вопрос рассматривается на практических занятиях при изучении конкретных шлифов.

6. По количеству минеральных типов. В одной породе по количеству минеральных типов и по времени генерации их относительно друг друга цементы той или иной породы могут быть моно-, би-, три- и полиминеральными. Каждый минеральный тип выступает в качестве самостоятельного цемента, требующего отдельного рассмотрения и описания. Следует также определить соотношения между минеральными типами.

В качестве примера можно привести следующее описание цемента в шлифе. В породе присутствуют три минеральных типа цемента: железистый, занимающий 10 % от общего количества цемента, - контурный, равномерный, аморфный, пленочный; кварцевый (20 %) - контурный, равномерный, мозаичный, регенерационный; карбонатный (70 %) - закрытый поровый, пятнистый, пойкилитовый, коррозионный.

 

1.2.2.3. Структуры бесцементных пород

 

Песчаные осадки и породы могут быть лишены цемента. В полной мере это характерно для современных отложений высокодинамичных зон (пляжи и т.п.) со свободным поровым пространством между обломочными зернами. В ископаемом состоянии бесцементные пески с неизменной псаммитовой структурой встречаются крайне редко. Положение меняется в зоне глубокого катагенеза, где вследствие сближения песчаных зерен под давлением, их растворения и одновременной регенерации, растворения и отжатия различных типов цементов образуются конформные структуры. В кварцевых и олигомиктовых песчаниках конформные структуры сменяются начально-бластическими в зоне метагенеза и гранобластовыми в зоне зелено- сланцевого метаморфизма (рис. 5).

 

1.2.3. Минеральный состав песчаных пород

 

В песчаных породах описано около 200 минералов, из них в качестве породообразующих, т.е. содержащихся в количестве более 1 %, выступают всего несколько десятков минералов и столько же обломочных зерен пород.

Главной составной частью песчаных пород являются обломочные компоненты, дополнительной - аутигенные минералы, и (или) минералы цементов. Но произвести разделение минералов песчаных пород на группы только обломочных и только минералов цементов или аутигенных невозможно, поскольку почти все они могут выступать как в качестве терригенных (обломочных), так и в качестве аутигенных образований. Можно говорить о группах минералов преимущественно обломочных и минералов преимущественно аутигенных. В первую входят минералы кремнезема, полевые шпаты, слюды, а также обломочные зерна пород, во вторую - разнообразные минералы, которые будут перечислены в следующем разделе.

 

1.2.3.1. Породообразующие компоненты обломочной части

 

Оптические и диагностические признаки минералов обломочных пород описываются по В.Н. Шванову (1987), Н.В. Логвиненко (1984), И.А. Преображенскому и С.Г. Саркисяну (1954), по справочнику «Условия образования, свойства и минералы осадочных пород» (1958).

 

Минералы кремнезема

 

Формами кремнезема в песчаных породах являются кварц, халцедон, опал и трудно диагностируемые под микроскопом кварцин, кристобалит, люссаит и тридимит. В песках и песчаниках распространены низкотемпературные (?) модификации этих минералов и некоторые высокотемпературные (?), метастабильные при низких температурах.

Кварц SiO2

Оптические свойства. Nо=1,544; Ne=1,553; Ne -Nо =0,009, одноосный, оптически положительный, призматические кристаллы дают прямое погасание, удлинение положительное.

Диагностика в шлифах.

1. Отсутствие окраски и видимых двойников.

2. Низкий рельеф, показатели преломления (n') практически равны показателю преломления канадского бальзама (n к. б.), двупреломление в серых, но довольно ярких тонах.

3. В параллельных николях кварцевые зерна чистые, как правило незамутненные, часто трещиноватые.

4. В скрещенных николях у большинства зерен можно видеть волнистое погасание.

В песчаных породах кварц присутствует главным образом в виде обломочных зерен разной окатанности, без изменений на поверхности зерен или с признаками растворения, или в виде регенерационных кайм. Кварцевые зерна могут иметь включения CO2, воды и минералов циркона, рутила, турмалина, эпидота, амфиболов и другие неопределенные включения, видимые под микроскопом. Также кварц может присутствовать в качестве аутигенного в цементе, в пустотах, трещинах или в качестве новообразований по другим минералам.

Халцедон SiO2

Состоит из каркаса микрокристаллического кварца с большим множеством микропор и примесью аморфного кремнезема (опала), часто имеет тонковолокнистое строение.

Оптические свойства. Nо=1,533-1,539; Ne=1,530; Ne -Nо =0,007, одноосный, оптически отрицательный, волокна имеют прямое погасание, отрицательное удлинение.

Диагностика в шлифах.

1. Показатель преломления халцедона близкий (но чуть меньший) к показателю преломления канадского бальзама.

2. В параллельных николях обычно буровато-желтого или желтого цвета, обусловленного рассеянием света микропорами.

3. В скрещенных николях из-за малой величины кристаллов кажется аморфным (псевдоизотропность) или двупреломляет в слабом сером цвете.

4. Часто в микрокристаллической массе присутствуют удлиненные просвечивающие кристаллы или их сноповидные, радиально-лучистые или сферолитовые агрегаты, у которых возможно определить угол погасания и знак удлинения.

Двуосные разновидности халцедона называются кварцином, волокна которого имеют прямое погасание и в отличие от халцедона положительное удлинение, и лютецитом - погасание волокон косое до 300. Нередко халцедоновые, кварциновые, возможно также лютецитовые волокна присутствуют совместно в одних и тех же сферолитовых агрегатах. Определение этих разновидностей под микроскопом не всегда возможно и не требуется в рамках данного курса, тем более что эти минералы свойственны отложениям молодого возраста и в процессе старения переходят в кварц.

Обычно халцедон - аутигенный минерал и встречается в виде цемента в песчаных породах. Но, являясь породообразующим минералом силицитов, в частности кремней, довольно часто входит в состав обломочной части песчаников в качестве продуктов физического разрушения кремнистых пород.

Опал SiO2

Водная аморфная, или коллоидальная форма кремнезема, содержащая до 20 % воды. В некоторых опалах в дисперсионном состоянии находится кристобалит. Часто включает разнообразные абсорбированные примеси: глинистые частицы, органическое вещество, гидроокислы железа, марганца и других элементов, содержание которых достигает 10 %. Физические свойства опала меняются в зависимости от количества находящихся в нем воды и примесей.

Оптические свойства. Изотропен, n'=1,400-1,460.

Диагностика в шлифах.

1. Показатель преломления опала намного меньше показателя преломления канадского бальзама.

2. В параллельных николях для чистых разностей характерен медово-желтый цвет, обусловленный суммарным дисперсионным эффектом, который дают мельчайшие частицы опала.

Обычная форма - цемент песчаников, где аутигенный опал образуется при седиментации, диагенезе или эпигенезе как вторичный продукт растворения кварца и разложения силикатов. Также встречается в виде обломков, чаще всего происходящих от разрушения силицитов, для которых является породообразующим.

Кристобалит SiO2

Оптические свойства. Nо=1,487; Ne=1,484; Ne-Nо =0,003, одноосный, оптически отрицательный.

Диагностика в шлифах.

1. Показатель преломления кристобалита намного ниже показателя преломления канадского бальзама, двупреломление низкое, в темно-серых тонах.

2. Форма выделения - чешуйчатые кристаллы, чешуйчатые сферолиты и шарики в пустотах. Чешуйчатое строение заметно при больших увеличениях.

3. Полисинтетические двойники по одному или двум направлениям.

Структурно близок к кристобалиту люссаит, образующий сферолитовые агрегаты и волокна с положительным удлинением.

В обломочных породах кристобалит наблюдается редко. Может быть встречен внутри обломочных зерен эффузивных пород вместе с тридимитом, так как образуется на поздних этапах кристаллизации в пустотах в основной массе расплава, а также в обломках кремнистых пород вместе с опалом и кварцем. Кроме того, как аутигенный минерал встречается в кремнистом цементе измененных, например термально, песчаниках. Развит в современных и четвертичных породах. В древних, как менее устойчивый, переходит в кварц.

Оптическими методами определяется с трудом.

Тридимит SiO2

Оптические свойства. Ng=1,474-1,483; Nm=1,472-1,480; Np=1,471-1,479; Ng -Np =0,003, двухосный, оптически положительный.

Диагностика в шлифах.

Сходен с кристобалитом, но имеет еще более низкие показатели преломления, часто встречаются двойникование и клиновидные зерна. Главным методом диагностики трудно отличимых друг от друга кристобалита, люссаита и тридимита является рентгеноструктурный анализ.

Встречается в основном там же, где и кристобалит.

 

Полевые шпаты

 

Большинство полевых шпатов входит в тройную систему: калиевый K[AlSi3O8] - натровый Na[AlSi3O8] - кальциевый Ca[Ai2Si2O8] полевые шпаты. Минералы, промежуточные между калиевым и натровым, называются щелочными полевыми шпатами, промежуточные между натровыми и кальциевыми - плагиоклазами. Щелочные полевые шпаты могут содержать в твердом растворе от 5 до 10 % кальциевой составляющей, а плагиоклазы такое же количество калиевой составляющей.

В качестве аутигенных встречаются альбит, реже калиевые полевые шпаты. Но в основном полевые шпаты в песчаных породах являются обломочными зернами. Минеральные группы полевых шпатов схожи между собой по многим свойствам, и поэтому целесообразно дать их общие диагностические признаки.

1. Все полевые шпаты имеют совершенную спайность по двум направлениям, пересекающимся под углом, близким к 90?.

2. В обломках полевые шпаты неравномерно и плохо окатаны, имеют следы спайности в огранке зерен вследствие того, что в седиментационном смысле происходит отламывание кусочков зерен по плоскостям спайности, и этот процесс опережает процесс окатывания обломков.

3. В шлифе прозрачны, но всегда несут следы изменения на поверхности, что выражается в замутненности зерен, которая не наблюдается только у аутигенных полевых шпатов.

4. Интерференция в серых, но более блеклых, чем у кварца, тонах.

5. Не имеют, как правило, волнистого погасания.

Из-за трудностей диагностики разновидностей полевых шпатов в шлифах на плоском столике их описание часто сводится к определению следующих групп минералов: существенно калиевых полевых шпатов, полевых шпатов, близких к альбиту, и остальных плагиоклазов. Но возможна и более точная диагностика минералов в группах.

Щелочные полевые шпаты. Ряд высокотемпературный санидин - высокотемпературный альбит образуют непрерывную серию твердых растворов от Ab0 до Ab100 (существенно альбитовые шпаты Ab63 -Ab100 называются анортоклазом). Низкотемпературные щелочные полевые шпаты в рядах низкий ортоклаз - низкий альбит и микроклин - низкий альбит образуют твердые растворы только на концах ряда.

Существенно калиевые полевые шпаты

В эту группу входят моноклинные санидин и ортоклаз, которые могут содержать до 20 % альбита и небольшое количество анортита и триклинный микроклин (альбита до 30 %, небольшое количество анортита), имеющие одинаковую химическую формулу K[AlSi3O8].

Оптические свойства. Минералы двуосные, оптически отрицательные, имеют силу двупреломления 0,006-0,007. Санидин Ng=1,526-1,531; Nm=1,525-1,530; Np=1,519-1,525; -2V=30? и менее; ортоклаз Ng=1,524-1,535; Nm=1,522-1,533; Np=1,524-1,535, -2V?60-80?; микроклин Ng=1,521-1,530; Nm=1,518-1,526; Np=1,514-1,523, -2V=71-84?.

Диагностика в шлифах.

1. Показатель преломления калиевых полевых шпатов меньше показателя преломления канадского бальзама, но это возможно определить лишь на невыветрелых зернах, так как продукты пелитизации обладают высоким показателем преломления.

2. В параллельных николях бесцветны, но для калиевых полевых шпатов очень типичны продукты пелитизации, т.е. изменения, замещения тонкодисперсными минералами (в основном каолинитом), уменьшающие их прозрачность вплоть до полного потемнения зерен.

3. Продукты пелитизации имеют бурые цвета.

4. В скрещенных николях обладают блеклой окраской интерференции в серых тонах.

5. Иногда, особенно у измененных зерен, видна спайность.

6. От похожего на них альбита отличаются по показателям преломления - у альбита Ng приближается к nк. б., по оптическому знаку альбит положителен, по цвету продуктов замещения - у альбита серые тона.

7. Калиевые полевые шпаты могут содержать пертитовые прорастания альбитом, которые имеют призматическую, ленточную или неправильную форму и одинаковую оптическую ориентацию, у пертитов n' больше, чем у включающего их минерала (определяется по дисперсионному эффекту).

8. В скрещенных николях очень просто определяется микроклин, имеющий решетчатое строение двойниковых пластин, пересекающихся примерно под прямым углом друг к другу; у анортоклаза решетчатые двойники более тонкие и встречаются намного реже.

9. Санидин в отличие от других калиевых полевых шпатов возможно определить по углу 2V, значение которого не превышает 30?.

Очень часто калиевые полевые шпаты, включая нерешетчатый микроклин, не могут быть разделены в шлифах на плоском столике.

Косвенным признаком определения калиевых полевых шпатов в зернах и обломках пород по минеральным ассоциациям, а также указанием на породы области размыва является происхождение калиевых полевых шпатов. Ортоклаз и микроклин - типичные минералы интрузивных магматических пород (сиенитов, гранитов, гранодиоритов), а также пегматитов и гнейсов кислого и среднего состава. Санидин, как высокотемпературный минерал, наоборот, происходит из вулканических и контактно-метаморфических пород.

Большинство аутигенных калиевых полевых шпатов образуется на стадиях диагенеза и начального катагенеза, в позднем катагенезе эти процессы происходят только в аркозовых песчаниках, в песчаных породах, других по минеральному составу, образуется альбит.

Плагиоклазы. В большинстве магматических пород, в метаморфических и осадочных породах распространены низкотемпературные плагиоклазы, образующие непрерывный изоморфный ряд от натрового до кальциевого плагиоклаза с примесью ортоклазовой составляющей. Члены этого ряда обозначаются номерами от 0  до  100, интервалам ко-

 

Рис. 6. Изменение показателей преломления, угла оптических осей (2 V)

и угла погасания в симметричной зоне

для изоморфного ряда плагиоклазов альбит - анортит.

 

торого присвоены собственные названия. Кроме того, плагиоклазы с номерами 0-30 называют кислыми, 30-70 - средними, 70-100 - основными. На рис. 6 приведены названия плагиоклазов, а также график изменения оптических свойств в зависимости от номера плагиоклаза.

Для плагиоклазов также характерна спайность по двум направлениям, но под углом, меньшим, чем у калиевых полевых шпатов, составляющим 86?24'-86?50'.

Оптические свойства плагиоклазов делают возможным разделение минералов внутри группы, по крайней мере, на кислые, средние и основные плагиоклазы.

Диагностика в шлифах минералов группы плагиоклазов.

1. В скрещенных николях у большинства плагиоклазов блеклая интерференционная окраска в серых тонах, схожая с таковой у калиевых полевых шпатов, но альбит, битовнит и анортит обладают яркой окраской в серых и белых тонах (Ng-Np=0,010 и выше у анортита).

2. Зерна кислых плагиоклазов как правило покрыты продуктами пелитизации (изменения) в серых, землистых тонах в отличие от калиевых полевых шпатов, а также продуктами очень характерной для них серицитизации, т.е. тонкими, мелкими чешуйками разновидности мусковита - серицита.

3. С увеличением номера плагиоклаза на зернах появляются мелкие кристаллики эпидота (зеленовато-желтый, возможен плеохроизм, угол между Ng и направлением спайности 14-25?, n?>1,7; Ng-Np =0,049), хлорита (оливково-зеленый, плеохроизм, прямое погасание в листочках по спайности, n?>1,6; Ng-Np?0,005), цеолитов (бесцветные, n??1,48-1,51; Ng-Np?0,005, иногда до 0, очень низкий рельеф и светопреломление) и карбонатов.

4. Плагиоклазы с высоким содержанием анортитовой составляющей обычно распадаются на хорошо видимую альбитовую и анортитовую части; последняя, разрушаясь, дает цеолиты, хлориты, эпидот, карбонаты или их тонкую смесь (соссюрит) с высокими интерференционными окрасками.

5. Спайность видна тем лучше, чем выше номер плагиоклаза, у кислых - незаметна.

6. Полисинтетические двойники по альбитовому закону, иногда решетка двойников.

Диагностика в шлифах минералов внутри плагиоклазовой группы.

I. Выделение сдвойникованных кристаллов и определение их номеров по углу погасания в симметричной зоне.

При определении плагиоклазов методом измерения углов погасания в симметричной зоне принят следующий порядок выполнения работ.

1. При скрещенных николях находят такой разрез плагиоклаза, в котором были бы резко видны границы между двойниковыми пластинками.

2. Ставят двойниковые швы разреза параллельно нитям креста и смотрят, получается ли для пластинок одинаковое освещение. Если такого освещения не получается, ищут другой разрез.

3. Найдя соответствующий разрез, ставят двойниковый шов параллельно нити креста, делают отсчет по лимбу столика, поворачивают его до положения погасания в одной из двойниковых пластинок и определяют угол погасания.

4. То же проделывают для другой - соседней двойниковой пластинки. При удачно найденном разрезе углы поворота в ту или другую сторону должны быть равны. При неравенстве в 2-3° берут средний угол, при большем неравенстве ищут другой разрез. Измеряют углы погасания в нескольких разрезах и берут максимальный из них.

5. Если угол погасания более 19°, то он положительный; по диаграмме (см. рис. 6) определяют, какому номеру плагиоклаза соответствует угол.

6. Если угол погасания менее 20°, то сравнивают показатель преломления плагиоклаза с показателем преломления бальзама (в шлифе) или показателем преломления кварца. Если показатели преломления плагиоклаза меньше 1,54, то углы погасания 19°-3° будут отрицательными, а углы 2°-0° могут быть и положительными, и отрицательными; если N больше 1,54, углы погасания от 3° и больше - положительны. Таким образом, по указанному методу плагиоклазы № 19-22 не различаются.

7. По диаграмме (см. рис. 6) на кривой максимумов углов погасания в симметричной зоне находят точку, соответствующую ординате угла погасания; опустив с нее перпендикуляр на шкалу номеров плагиоклазов, находят номер плагиоклаза.

II. Несдвойникованные плагиоклазы приблизительно определяются и разделяются по показателю преломления относительно канадского бальзама (только в чистых невыветрелых зернах): альбит (n?зерна<nк. б.), основной олигоклаз (по отчетливому дисперсионному эффекту вследствие приблизительного равенства n?зерна и nк. б) и средние-основные плагиоклазы (n?зерна>nк. б.).

Для точной диагностики состава плагиоклазов необходимо определение либо на федоровском столике, либо в иммерсионных жидкостях непосредственно в шлифе с предварительно снятым покровным стеклом.

Состав обломочных плагиоклазов в песчаниках первоначально определяется составом материнских пород в области сноса.

 

Плагиоклазы                                       Исходные породы

 Альбит                             Граниты, пегматиты, спилиты, метаморфические зеленые сланцы

Олигоклаз                        Кислые риолиты, гранодиориты, эпидот-амфиболитовые метаморфические сланцы

Андезин                           Андезиты, трахиты, базальты, анортозиты, амфиболиты, кианит-андалузитовые сланцы

Лабрадор                         Оливиновые базальты, пироксеновые андезиты, габбро, анортозиты, гранулиты

Битовнит                           Оливиновые базальты, габбро 

Анортит                          Оливиновые базальты, нориты, троктолиты, анортозиты, роговообманковые габбро

 

Господствующей формой новообразованных аутигенных полевых шпатов является альбит, замещающий анортит и кристаллизующийся в виде регенерационных каемок, в цементе и полостях.

 

Слюды

 

Все слюды относятся к слоистым алюмосиликатам, характеризуются пластинчатым обликом и совершенной базальной спайностью, отражающей их слоистую атомную структуру.

Белые слюды. Эта группа включает несколько минералов, различающихся, главным образом, составом катионов, находящихся между пакетами октаэдрическо-тетраэдрической сетки: мусковит (К), гидромусковит (H3O+), парагонит (Na), а также изоморфными замещениями Al в октаэдрических позициях: фуксит (Cr), фенгит (Mg, Fe2+) и др. Наиболее распространена в природе калиевая разновидность минералов этой группы.

Мусковит KAl2(AlSi3O10)(OH)2

Оптические свойства. Ng=1,588-1,615; Nm=1,582-1,611; Np=1,552-1,572; Ng-Np=0,036-0,040; -2V=47?.

Диагностика в шлифах.

1. Пластинчатая форма кристаллов с хорошо видимой спайностью.

2. Прямое погасание.

3. В параллельных николях - бесцветный, слабо-зеленоватый или желтый.

4. В скрещенных николях - высокая интерференционная окраска.

В песчаных породах обломочный мусковит по размерам соизмерим с другими обломочными компонентами или крупнее их вследствие его высоких флотационных свойств, обусловленных пластинчатой формой. Пластинки мусковита в породе часто изогнуты и деформированы.

Присутствие мусковита в обломках указывает на кислый состав пород в области размыва, где в большинстве магматических пород мусковит образуется вместе с биотитом. В метаморфических породах также является распространенным минералом.

Темные слюды группы биотита. Название «биотит» является общим для железистых разностей тетраэдрических слюд. Собственно биотитом называют минералы с отношением Mg:Fe<2:1, минералы с отношением Mg:Fe?2:1 относят к флогопитам.

Биотит K(Mg,Fe)3(Si3AlO10)(OH,F?)2

Оптические свойства. Ng=Nm=1,600-1,660; Np=1,560-1,600; Ng-Np=0,040-0,060.

Диагностика в шлифах.

Отличие от мусковита: интенсивная окраска в темно-зеленых и бурых тонах, сильный плеохроизм. Все остальные признаки идентичны таковым мусковита.

Биотит широко распространен в магматических и метаморфических породах. Присутствие большого числа зерен обломочного биотита в песчанике является свидетельством близости источников сноса или вялого химического выветривания. Принято считать, что у нижней границы зоны катагенеза достигается полное разрушение обломочного биотита.

Кроме описанных минералов в качестве преимущественно обломочных в песчаных осадках и породах могут быть встречены магнетит, ильменит, циркон, гранат, рутил, турмалин, сфен, монацит, амфиболы, пироксены, оливин, серпентин, нефелин, апатит, хромит, касситерит, галенит, сфалерит. Присутствуют они обычно в качестве акцессориев, однако при особых геологических условиях способны выступать и как породообразующие. В шлифах встречаются они редко и для их определения обычно используются иммерсионные препараты.

 

Обломочные зерна пород

 

Теоретически среди обломочных зерен пород могут встретиться все известные породы. Поэтому важно, что изучение песчаных пород проводится в конце практического курса петрографии, когда студенты уже могут определить все остальные типы осадочных пород и их породообразующие минералы. Кроме того, осадочной петрографии в учебном плане предшествует петрография магматическая, когда учащиеся знакомятся с магматическими и метаморфическими породами. По этой причине в данном пособии довольно кратко будут описаны диагностические признаки обломков различных пород и уж тем более не будут приводиться оптические и другие свойства их породообразующих минералов, которые к моменту изучения песчаных пород студенты должны знать.

Обломочные зерна пород наиболее характерны для крупных фракций песков и песчаников и для грубообломочных пород, в которых с увеличением размеров обломков они становятся единственным «минеральным» компонентом. Определение обломков пород имеет огромное значение, так как они непосредственно указывают на породы, являющиеся источником сноса, материнскими по отношению к изучаемым песчаникам.

Диагностика обломков пород в шлифах затруднена из-за невозможности для большинства из них использовать прямые оптические методы. Основной путь определения обломков - это «узнавание» по ряду косвенных признаков, вытекающих из сочетания их облика, собственной и интерференционной окраски в проходящем свете без анализатора, в скрещенных николях, а также без анализатора в отраженном свете. Попытаемся рассмотреть эти признаки, располагая обломочные компоненты в порядке увеличения трудности определения.

Обломки кварцитов и микрокварцитов

Без анализатора кажутся наиболее чистыми по сравнению с обломками, не содержащими вторичных продуктов выветривания, часто столь же прозрачными, как обломочный кварц. В скрещенных николях видно резкое отличие от собственно кварца. Последний монокристалличен, обломок породы поликристалличен и может иметь различную внутреннюю структуру: конформную, свойственную жильному кварцу и кварцитовидному песчанику, или гранобластовую, как у метаморфического кварцита.

Кремнистые обломки

Представлены обычно светлыми, незамутненными зернами, похожими на кварц, но со слабой желтоватой окраской. В скрещенных николях либо полностью изотропны, либо содержат сферолиты или волокнистые агрегаты халцедона, облегчающие их диагностику, либо представлены микро- и тонкокристаллической халцедоновой массой.

Обломки  глинистых  пород и аргиллитов

Всегда замутнены и окрашены в желтоватый, буроватый или зеленый цвет. В скрещенных николях видны двупреломляющие в желтых тонах чешуйки глинистых минералов, часто ориентированные. Может присутствовать изотропная глинистая масса, количество которой становится все меньше по мере преобразования пород: в измененных аргиллитах вся масса чешуйчатая и часто ориентированная по сланцеватости. Принадлежность того или иного обломка к глинистым породам более вероятна, если обнаруживается примесь обломочных зерен алевритовой или кварцевой размерности. Обломки глинистых пород бывают сдавлены, изогнуты или раздроблены более твердыми зернами.

Обломки зернистых пород

Обломки алевролитов и песчаников хорошо узнаются по алевритовым и псаммитовым структурам, заметным при одном николе, и особенно в скрещенных николях. Они могут быть не только диагностированы, но и описаны по той же схеме, что и вмещающая их песчаная порода.

Обломки карбонатных пород

После изучения карбонатных пород, описанных в разделе 2, у студентов не должно возникать трудностей при диагностике карбонатных обломков. Чаще всего карбонатные обломки окружены тонкой пленочкой микрозернистого и потому более темного карбонатного вещества, видимого при одном николе, которая образуется вследствие растворения карбонатов вблизи поверхности зерна.

Обломки кристаллических пород

Обломки магматического и метаморфического происхождения легко узнаются в скрещенных николях по характерным минеральным ассоциациям и структурам, изученным студентами в курсе петрографии кристаллических пород.

Обломки эффузивных пород

Наиболее трудны для диагностики, особенно если содержат много стекла и замещены вторичными продуктами изменения, характерными для них. Но очень просто диагностируются обломки, содержащие порфировые вкрапленники, обычно удлиненной, призматической формы, или лейсты плагиоклазов. Типичными продуктами изменения эффузивов являются кварц, альбит, серицит, хлорит, карбонаты, эпидот.

 

1.2.3.2. Минеральный состав цементов

 

В состав цементов песчаных пород могут входить разнообразные аутигенные минералы. Ограничимся перечислением минеральных групп - это глинистые, карбонатные, кремнистые, окисно-железистые, окисно-марганцовистые, фосфатные, цеолитовые, сульфатные и полевошпатовые минералы и цементы. При этом цемент могут слагать один, два или три минерала.

Представленный список практически полностью повторяет классификацию осадочных пород по минеральному составу. То есть в цементе (как и в обломочных зернах) может присутствовать большинство породообразующих минералов других типов осадочных пород и часто диагностика их представляет большие трудности для студентов.  Поэтому рекомендуется и на практических занятиях принято изучение песчаников в конце практического курса осадочной петрографии после изучения минералов и петрографического состава всех остальных пород.

Кратко остановимся на диагностических признаках тех минералов, которые практически не встречаются в других типах пород, кроме песчаных (цеолиты), или, наоборот, встречаются во многих осадочных породах (глауконит, хлориты, органическое вещество).

Глауконит

Легко узнается в шлифах по зеленому или буро-зеленому цвету разной интенсивности, по показателю преломления большему, чем у канадского бальзама, по цветам интерференции, совпадающим с его собственным (зеленым) цветом, по микроагрегатному строению. В породах встречается в виде обломочных зерен, в виде тонкорассеянного вещества, в цементе, порах, остатках организмов. Часто является аллотигенным, т. е. обломочным, но попавшим в осадкообразующий поток при размыве неконсолидированного осадка и перемещенного в пределах одного бассейна осадконакопления.

Хлориты

Обладают зеленой или слабо-зеленой окраской, иногда бесцветны, обычен слабый плеохроизм, который усиливается с увеличением интенсивности окраски. Показатели преломления хлоритов выше показателя преломления канадского бальзама. Характерным признаком являются низкие цвета интерференции в темно-серых тонах при собственной зеленой окраске. Многие хлориты имеют аномальные цвета интерференции.

Хлориты выступают в основном как минералы цемента, а также как аутигенные, развивающиеся по различным обломочным зернам.

Цеолиты

Являются водными алюмосиликатами щелочных и щелочноземельных элементов с каркасом из кремне-алюмокислородных тетраэдров. В шлифах бесцветны. В крупных кристаллах легко определяются по очень низкому двупреломлению (<1,50) и очень низкому светопреломлению (до 0). Присутствуют в качестве аутигенных в цементе и обломочных зернах, которые замещают.

Органическое вещество (ОВ)

Безусловно, органическое вещество нельзя ставить в один ряд с минеральными образованиями. Но тем не менее оно, попадая в осадок в седиментогенезе, в эпигенезе преобразуется и приобретает качественно новые свойства. Конечно, ОВ не входит в состав цементов, но очень часто присутствует как примесь в обломочных и других типах пород. Также встречается и в концентрированном виде в углях, горючих сланцах, залежах нефти и газа и др.

Частой ошибкой студентов является то, что они путают понятия «органическое вещество» и «остатки организмов». Первое является продуктом преобразования наземных и субаквальных растительных остатков, вторые - раковинами, скелетами, каркасами, которые были построены различными организмами и состоят из минерального вещества (карбонатного, фосфатного, кремнистого).

В шлифах ОВ малопрозрачно или непрозрачно в проходящем свете и имеет бурую, красно-бурую, желто-бурую или черную окраску, в отраженном свете - белую, серую или желтовато-серую в отличие от различных рудных минералов, также непрозрачных в шлифах.

 

1.2.4. Петрографическая классификация песчаных пород

 

Коллектив авторов (Систематика..., 1998) в качестве основной для песков и песчаников предлагает использовать классификацию В.Д. Шутова с применением треугольной диаграммы как наиболее обоснованную эмпирически и получившую признание многих исследователей. Классифицирование пород производится только по обломочной части. Состав цемента и других аутигенных минералов не учитывается. Вершины треугольной диаграммы соответствуют главным обломочным породообразующим компонентам: кварцу, полевым шпатам и обломкам пород (рис. 7, а). На диаграмме выделено семь полей, соответствующих семи основным петрографическим видам песчаных пород. Для более дробного деления на разновидности пород, принадлежащих семейству граувакк и семейству аркозов (аркозы и полевошпатовые песчаники), используются дочерние треугольники составов (рис. 7, б, в).

Пользоваться данной диаграммой просто и удобно. На основной диаграмме (см. рис. 7, а) содержание всех трех породообразующих компонентов равно 100 %. Подсчитав содержание каждого компонента в шлифе, наносят на диаграмму точку состава и определяют, к какому петрографическому виду принадлежит порода. Так, песчаник с содержанием кварцевых зерен 70 %, полевошпатовых - 10 % и обломков пород - 20 % является мезомиктовым. Если точка составов породы попадает в поля семейства граувакк, то для определения разновидности породы используют дочернюю треугольную диаграмму для обломков пород, на которой содержание различных типов обломков равно 100 %. Например, определяем по основной диаграмме породу как граувакку (обломков пород - 80 %, полевых шпатов - 15 %, кварцевых зерен - 5 %). Принимая все обломки пород за 100 %, устанавливаем в шлифе содержание конкретных типов обломков. Если песчаник содержит 60 % обломков вулканических и плутонических пород, 30 % обломков кремнистых пород и 10 % - осадочных, то он является петрокластической  грауваккой.  Разновидность  песков и песчаников  для

 

 

Рис. 7. Классификационная диаграмма песчаных пород

минерально-петрокластического класса.

а - основной треугольник состава с изображением минеральных видов и их границ;

б, в - дополнительные треугольники для изображения разновидностей песчаных пород:

б - семейства граувакк, в - семейства аркозов. Стрелками показаны направления

«созревания» песчаных пород в зоне седиментации (Шванов, 1987).

 

семейства аркозов устанавливается путем определения содержания в шлифе калиевых полевых шпатов, кислых плагиоклазов, средних и основных плагиоклазов.

Часто кроме основных породообразующих минералов в песчаной породе в качестве обломков присутствуют и другие минералы. Обычно встречаются обломочные слюды и глауконит. В зависимости от содержания этих минералов название определяется следующим образом (для примера взят кварцевый песчаник с содержанием кварца более 90 %). Содержание глауконита 1-5 % - название породы: кварцевый песчаник с глауконитом; 5-25 % - глауконитсодержащий кварцевый песчаник; 25-50 % - глауконито-кварцевый песчаник; 50-75 % - кварцево-глауконитовый песчаник; 75-95 % - кварцсодержащий глауконитовый песчаник; > 95 % - глауконитовый песчаник с кварцем. Для песчаников, в которых содержание слюд превышает содержание полевых шпатов и кварца, существует собственное название - микалиты.

Свои названия, отличные от принятой номенклатуры, имеют породы, которые в качестве обломочного содержат один или два практически или промышленно интересных минерала. В природе существуют, но встречаются довольно редко следующие подобные пески и песчаники: серпентиновые, оливиновые, пироксеновые и амфиболовые, нефелиновые, апатитовые, галенитовые, сфалеритовые, ильменит-циркон-рутил-монацитовые, гематит-магнетитовые, гранатовые, хромитовые, касситеритсодержащие и др. Покажем образование названия таких пород на примере. В олигомиктовом песчанике присутствуют гранаты в количестве от 1 до 2 % - название породы: олигомиктовый песчаник с гранатами, 2-10 % - гранатосодержащий песчаник, более 10 % - гранатовый песчаник.

Состав цемента также может быть отражен в названии песчаной породы. Так, если кальцитовый цемент присутствует в количестве от 5 до 25 %, то к названию добавляют «с известковистым цементом», от 25 до 50 % - «с известковым цементом». В случае, когда прилагательного, образованного от названия минерала, с суффиксом -ист- не существует (например, полевошпатовый), то содержание цемента можно указать в скобках в процентах после названия цемента.

Таким образом, название породы, отражающее минеральный состав, может быть довольно сложным. Например, слюдосодержащий калиевый аркоз с глинистым цементом (15 %).

1.2.5. Количественный подсчет минеральных

компонентов под микроскопом

 

Наиболее простым методом определения процентного содержания минеральных составляющих является сравнение распределения в шлифе того или иного компонента с эталонными трафаретами (рис. 8). Таким образом можно установить соотношение обломочной части и цемента, а также обломочных компонентов между собой. Метод этот приблизителен, но вполне подходит для быстрого подсчета относительного содержания компонентов песчаных пород.

Другой метод более трудоемок, но гораздо точнее. Количественное содержание компонентов устанавливается с помощью сетки, встроенной в окуляр, прилагаемый к микроскопу ПОЛАМ-113. На нескольких различных участках шлифа подсчитывается количество узлов сетки, попавших на тот или иной компонент, и полученные результаты приводятся к 100 %. Рассчитанные таким образом числовые значения соответствуют содержаниям минеральных компонентов в объемных процентах.

 

1.2.6. Схема петрографического описания шлифа

песчаной породы

 

Описание шлифа нужно выполнять сплошным текстом с делением смысловых разделов на абзацы без нумерации (несмотря на то что схема описания приводится  с нумерацией). В описании необходимо отразить следующие существенные моменты.

1. Название породы. В название должно входить, во-первых, название по минеральному составу обломочной части, определенное по треугольной диаграмме В.Д. Шутова и по дочерним треугольникам состава (например литокластическая кварцевая граувакка); во-вторых, если в обломочной части присутствуют и другие минералы, то это обязательно отражается в названии (например литокластическая кварцевая граувакка с глауконитом); в-третьих, при содержании цемента более 5 % его минеральное наименование добавляется к названию (например литокластическая кварцевая граувакка с глауконитом и с кремнистым (15 %) цементом); в-четвертых, указывается структурное название породы по размеру зерен (например средне-крупнозернистая литокластическая кварцевая граувакка с глауконитом и с кремнистым (15 %) цементом); в-пятых, в название включается название примеси непесчаных зерен при значительном (более 5 %) их содержании (например гравелитистая средне-крупнозернистая литокластическая кварцевая граувакка с глауконитом и с кремнистым (15 %) цементом).

 

 Рис. 8. Трафареты для визуального определения компонентов в шлифах (Швецов, 1948).

 

 

 

Следует иметь в виду, что название породы вписывается в начало описания после того, как шлиф уже описан, и качественно и количественно определены все структурные и минеральные компоненты. Иначе дать название породе невозможно.

2. Минеральные компоненты обломочной части, их поочередное описание от компонента с большим содержанием к компоненту с меньшим содержанием с отражением следующих характеристик:

- оптические и другие признаки, по которым минерал был определен;

- минимальный, максимальный и средний размеры зерен данного минерала, окатанность зерен;

- типоморфные особенности минеральных зерен: наличие продуктов выветривания, их описание, наличие включений в зернах (минеральных, газово-жидких и др.), трещиноватости, спайности, изменений контуров зерен (растворения, наращивания), а также форма зерен, если она несет следы габитуса минералов материнских пород, и др.;

- процентное содержание каждого обломочного минерала относительно всей обломочной части.

3. Структура обломочной части: размеры обломочных зерен (при подробном изучении - по результатам гранулометрического анализа в шлифе), их сортированность, окатанность по пятибалльной шкале (при подробном изучении - с расчетом коэффициента окатанности);

- общее структурное название.

4. Соотношение обломочной части и цемента; минеральный состав цемента; в случае нахождения в цементе двух и более минералов указывается их процентное содержание по отношению к цементу.

5. Структуры цемента - отдельно для каждого минерального типа.

6. Примеси - обломочные зерна непесчаных размеров (при значительном содержании вносится в название), органическое и углеродистое вещество, остатки организмов, акцессорные минералы и др.

7. Микротекстура породы и некоторые физические свойства, с ней связанные, - размер и сообщаемость пор, анизотропия.

8. Стадийность вторичных минералообразований.

Приведем пример описания шлифа песчаной породы. Это шлиф № 12-1 из учебной коллекции кафедры литологии и морской геологии геологического факультета СПбГУ (рис. 9). Данный шлиф необходимо диагностировать и изучать при увеличении не менее 20 в связи с довольно мелкими обломками, но используя при этом и девятикратное увеличение для оценки общих свойств и признаков породы - микротекстур, ориентировки частиц, распределения обломков и т.п.

Алевритистый мелко-тонкозернистый слюдосодержащий кварцевый песчаник с известковым цементом.

Порода состоит из обломочной части и цемента. Обломочная часть представлена кварцем, полевыми шпатами, слюдами и глауконитом.

Кварц диагностируется по характерным для него оптическим свойствам. Кварцевые зерна чистые, некоторые из них содержат включения, возможно, газово-жидкой фазы. Минимальный размер составляет 0,03-0,04 мм, максимальный - 0,15 мм, средний - порядка 0,1 мм. Зерна угловатые и плохоокатанные. Но не первоначальный размер обломков кварца, не окатанность не могут быть точно определены, так как большинство зерен «съедены» наступающим на них карбонатным цементом. Наблюдаются отдельные зерна, практически полностью замещенные карбонатами. Содержание кварца от всей обломочной части составляет 85-90 %.

Среди полевых шпатов присутствуют примерно в равных количествах чистые зерна, зерна, частично покрытые продуктами пелитизации бурого цвета, и зерна, практически полностью замещенные гидрослюдой. Полевые шпаты диагностируются по наличию спайности, продуктов замещения, серым цветам интерференции и другим известным признакам. Из-за того, что зерен полевых шпатов в породе мало, а из них лишь несколько соприкасаются с кварцевыми зернами и с канадским бальзамом, к тому же они замутнены продуктами выветривания, определить принадлежность всех зерен к той или иной группе полевых шпатов невозможно. Диагностика невыветрелых зерен такова: показатель преломления зерна меньше показателя преломления канадского бальзама, на некоторых из них видна микроклиновая решетка. Другими словами, определяемые полевые шпаты представлены калиевой разновидностью, в частности микроклином. Размер зерен полевых шпатов тот же, что и у кварца, но максимальный размер чуть больше  и  составляет  0,2-0,25 мм. Зерна угловаты, часто имеют приз-

 

 

Рис. 9. Фото шлифа. Увеличение объектива 20х, окуляра 6,3х.

 

матическую форму с хорошо выраженной спайностью. Частично подвержены, как и зерна кварца, замещению карбонатным цементом. Содержание полевых шпатов от всей обломочной части 6-8 %.

Слюды в породе хорошо определяются по их оптическим свойствам, спайности и пластинчатому облику. Пластинки слюд равномерно распределены по площади шлифа и ориентированы в одном направлении, часто имеют изогнутую форму вследствие сдавленности кварцевыми зернами, размер пластинок слюд составляет в среднем 0,5 мм, достигая иногда 1 мм. Встречены два минеральных вида: биотит - зеленого, зеленовато-бурого и бурого цветов с сильным плеохроизмом и мусковит - бесцветный. Содержание слюд около 5-6 %, из них биотита - 3-4 %, мусковита - 1-2 %.

Глауконит в обломочной части содержится в небольших количествах, зерна имеют неправильную форму и относительно маленькие размеры - ~ 0,05 мм. Его содержание в породе порядка 1 %.

 При проведении гранулометрического анализа были получены следующие результаты: содержание зерен размером менее 0,05 мм составляет 5 %; 0,05-0,1 мм - 71 %; 0,1-0,25 мм - 19 %, что соответствует мелко-тонкозернистой структуре. Таким образом, порода является средне-сортированной. Зерна угловатые и плохоокатанные, класс окатанности большинства зерен - 1.

Структура обломочной части - мелко-тонкозернистая, среднесортированная, плохоокатанная.

Содержание обломочной части и цемента в породе составляет 56 и 44 % соответственно.

Минеральный состав цемента - кальцитовый, что определяется по перламутровым цветам интерференции, псевдоадсорбции, лапчатым формам кристаллов, наличию спайности и полисинтетических двойников.

Структурные типы цемента: по количеству и распределению в породе - базальный и открыто-поровый, по равномерности заполнения порового пространства - сплошной равномерный, по степени кристалличности - пойкилитовый, по взаимоотношению с обломочными зернами - деструктивный коррозионный.

В качестве примесей в песчанике содержатся зерна алевритовой размерности в количестве около 5 %, представленные неокатанными зернами кварца, и включения органического вещества (~1 %) неправильной или округлой формы размером 0,05-0,1 мм, рассеянного равномерно по всей площади шлифа. Органическое вещество является непрозрачным и черным в проходящем свете и белесым в отраженном.

Микротекстура породы слоеватая, что связано с ориентированным расположением чешуек слюд в породе.

Вся обломочная часть породы накапливалась одновременно. Разная транспортабельная способность минералов, связанная с их формой, обусловила значительные расхождения в размерах зерен кварца и слюд. Неясным остается происхождение глауконита, обломочный он или аутигенный - невозможно определить, так как его очень мало в шлифе. Вероятно, одновременно с терригенными минералами происходило осаждение микритового карбонатного вещества, которое затем, на стадии эпигенеза постепенно раскристаллизовалось в крупные кристаллы кальцита, заместившие частично даже кварцевые зерна. Продукты пелитизации и гидрослюда на зернах полевых шпатов, скорее всего, начали образовываться еще на стадии седиментогенеза.

2. КАРБОНАТНЫЕ ПОРОДЫ

 Карбонатные породы - это осадочные образования, более чем  на 50 % сложенные карбонатными минералами - солями угольной кислоты. По вещественно-структурной классификации (Систематика..., 1998) карбонатные породы относятся к надклассу карбонатолитов. Наиболее широко распространенными карбонатными породами являются известняки  и доломиты. Сидериты, магнезиты, родохрозиты, сода имеют существенно меньшее распространение.

Специфика карбонатных пород заключается в большом разнообразии структурных видов, что объясняется разнообразием  обстановок и способов их формирования.

Меньшая по сравнению с алюмосиликатным веществом устойчивость породообразующих карбонатных минералов при изменении геохимических и термобарических условий определяет широкий спектр  постседиментационных изменений карбонатных пород. Эти породы характеризуются сложным характером пустотного пространства, формирование которого обусловлено как их структурно-текстурными особенностями, закладывающимися в стадию седиментации, так и различными постседиментационными преобразованиями.

 

2.1. Классификация карбонатных пород по минеральному составу

Карбонатные породы классифицируются, прежде всего, по составу породообразующих карбонатных минералов, и их названия соответствуют названию минерала, на содержание которого в породе приходится более половины (доломиты, сидериты, магнезиты и др.). Например, порода, которая более чем на 50 % сложена CaMg(CO3)2, будет относиться к доломитам. Исключение составляют известняки, для которых породообразующими минералами являются арагонит и кальцит.

Возможность определения различных карбонатных минералов в шлифах ограничена в силу схожести их оптических признаков. Рассматриваемые минералы характеризуются бесцветной или желтоватой, розоватой окраской, имеют сильное двупреломление, ярко выраженную псевдоабсорбцию, весьма совершенную спайность по ромбоэдру.

Практически  карбонатные минералы в шлифах можно приближенно диагностировать по кристаллизационной силе, выражающейся в форме зерен, по наличию или отсутствию двойников, по показателям преломления, осности кристаллов. Сила кристаллизации наименьшая  у кальцита, значительно б?льшая у доломита и максимальная у сидерита. Форма зерен кальцита неправильная -  «лапчатая», одновременно в шлифе можно наблюдать кристаллы разной размерности. Для доломита характерна ромбоэдрическая форма зерен, часто с зональным строением, зерна доломита  обычно имеют очень небольшой разброс по размерам. Для сидерита характерны субромбоэдрические формы зерен, кристаллы могут достигать относительно больших размеров.

Полисинтетические двойники наиболее типичны для кальцита и арагонита, редки для доломита и сидерита, редко встречаются у анкерита и родохрозита и отсутствуют у магнезита.

По показателям преломления карбонатные минералы разбиваются на две группы: у кальцита, арагонита, доломита,  анкерита и магнезита один из показателей преломления меньше показателя преломления канадского бальзама; у остальных - оба показателя преломления выше.

По оптической осности диагностируется арагонит - двуосный отрицательный минерал.

Разнообразие карбонатных минералов не ограничивается описанными выше, но их практическое определение  в шлифах чаще  всего оказывается невозможным и требует специальных минералого-химических методов диагностики.

Оптические признаки основных карбонатных минералов приведены в табл. 4.

Достаточно простым и надежным методом диагностики карбонатных минералов служит метод окрашивания в шлифах. Наиболее распространенным является окрашивание ализариновым красным с соляной кислотой. Ализариновый красный окрашивает арагонит и кальцит в  розовый цвет, доломит остается бесцветным. В окрашенных шлифах можно оценить процентное соотношение этих минералов. Подробное описание реакций окрашивания карбонатных минералов приводится Н. В. Логвиненко и Э. И. Сергеевой (Логвиненко, Сергеева, 1986).

Название карбонатных пород по вещественному признаку дается исходя из содержания основного породообразующего минерала и второстепенных примесных.  Наиболее характерный переходный ряд карбонатолитов - это известково-доломитовые породы, номенклатура которых отражена в табл. 5.

Карбонатные породы образуют непрерывные переходные ряды с породами обломочными и глинистыми. В этом случае их вещественвещественный состав характеризуется помимо карбонатных минералов алюмосиликатными примесями, которые необходимо учитывать в названии породы (в случае, если  их содержание превышает 5 %).

Таблица 4.  Оптические признаки карбонатных минералов

 

 

Минерал, химическая формула

 

Форма выделения

 

Двойники

 

Сингония

 

Показатели преломления

 

Двупреломление

 

Осность, оптический знак, удлинение, погасание

 

No

 

Ne

 

 

Арагонит

СаСО3

Игольчатая, волокнистая, призматическая; образует различные агрегаты, оолиты, слагает органические остатки

Двойники по (110) и полисинтетические двойники

 

Ромбическая

Ng = 1,686

Nm = 1,681

Np = 1,530

 

0,155

Двуосный отрицательный, удлинение отрицательное, погасание прямое

 

Кальцит

СаСО3

Зерна неправильной «лапчатой» формы, образует  оолиты, агрегаты, кристаллические массы

Часты полисинтетические двойники

 

 

 

 

 

 

 

Тригональная

 

1,658

 

1,486

 

0,172

 

Одноосный отрицательный

 

Доломит

СаMg (CO3)2

Идиоморфные ромбики, часто с зональным строением; реже призматические и таблитчатые зерна, образует агрегаты, кристаллические массы

Двойники редки, располагаются по короткой диагонали ромба

 

1,679-1,703

 

1,500-1,520

 

0,178-0,185

Одноосный отрицательный, дисперсия сильная

Анкерит

Ca(Mg,Fe)[CO3]2

 

Двойники редки

1,728-1,741

1,531-1,536

0,197-0,205

 

 

 

 

 

Одноосный отрицательный

 

Магнезит

(Mg, Fe) CO3

Ромбические, призматические, таблитчатые кристаллы, крупнозернистые, волокнистые, пластинчатые агрегаты

 

Двойников нет

 

 

1,700

 

 

1,509

 

 

0,191

   Сидерит

FeCO3

Ромбоэдрические,  таблитчатые, призматические, различные агрегаты

Редко полисинтетические двойники

1,875

1,633

0,242

Родохрозит

MnCO3

1,750-1,850

1,540-1,617

0,190-0,230

 

Таблица 5.  Классификация известково-доломитовых пород

(по С. Г. Вишнякову, 1933)

Порода

Содержание, масс.%

CaCO3

CaMg(СO3)2

Известняк

95-100

0-5

Известняк  доломитистый

75-95

5-25

Известняк доломитовый

50-75

25-50

Доломит известковый

25-50

50-75

Доломит известковистый

5-25

75-95

Доломит

0-5

95-100

При классификации глинисто-карбонатных пород широко используется треугольная диаграмма С. Г. Вишнякова (Систематика..., 1998), по которой учитывается соотношение в породе кальцита, доломита и глинистой фракции (рис. 10). Подобным образом можно классифицировать известково-доломитовые породы с примесью алевритового и песчаного материала.

В названии породы сложного вещественного состава учитываются вещественные компоненты, содержания которых больше 5 %. При этом на первое место ставится название минерала/минеральных компонентов с наименьшим содержанием в породе, а на последнее место - название преобладающего. Можно в названии указывать процентные соотношения минералов. Например, глинисто (10 %)-доломитовый  (30 %) известняк. 

Кроме обломочных и глинистых фракций в карбонатных породах широко распространены в качестве примесей гидроокислы и окислы железа, кремнистые и фосфатные минералы, соли и некоторые другие минеральные компоненты.

 

 

 

 



 

Рис. 10. Классификация карбонатных и глинисто-карбонатных пород (по С. Г. Вишнякову, 1933).

1 - глина; 2 - глина доломитисто-известковистая; 3 - глина известковисто-доломитистая; 4 - мергель глинистый; 5 - мергель глинистый, доломитисто-известковый; 6 - мергель глинистый, известковисто-доломитовый; 7 - мергель глинистый, доломитовый; 8 - мергель; 9 - мергель доломитисто-известковый; 10 - мергель известковисто-доломитовый; 11 - мергель доломитовый; 12 - известняк глинистый; 13 - известняк глинистый доломитистый; 14 - известняк глинистый доломитовый; 15 - доломит глинистый известковый; 16 - доломит глинистый известковистый; 17 -доломит глинистый; 18 - известняк; 19 - известняк доломитистый; 20 - известняк доломитовый ; 21 - доломит известковый; 22 - доломит известковистый; 23 - доломит.

2.2. Структурные классификации

Из карбонатолитов наибольшим структурным разнообразием характеризуются известняки. Эти породы представлены всеми структурными видами, характерными для осадочных пород. Рассмотрим на примере известняков строение и особенности структурных классификаций карбонатолитов.

Строение карбонатной породы определяется типом структурных зерен (компонентов), содержанием цемента и порового пространства.

В качестве структурных зерен в известняках могут выступать обломочные зерна (карбонатного и некарбонатного состава; литокласты и кристаллокласты), биоморфные зерна (цельнораковинные и цельноскелетные, детритные и др.), различные сфероаграгаты (оолиты, пизолиты, сферолиты, комки и др.) и кристаллы. Генетический тип зерен определяет название семейства структуры. Выделяются кластолитовая, пелитовая, кристаллоорганолитовая и интракластовая. Конкретный тип зерен, формирующий породу, дает название ее структурному виду.

Ниже приводится определение некоторых видов структур.

1. Кластолитовые (обломочные структуры).

  • 1.1. Ангулопсефитовая - структура псефитолитов, образованная угловатыми и плохоокатанными обломками (ниже 1,5 среднего балла окатанности).
  • 1.2. Сферопсефитовая - структура псефитолитов, образованная окатанными обломками (при оценке по пятибалльной шкале со средним баллом окатанности 1,5-4,0).
  • 1.3. Псаммитовая (песчаная) - структура породы, более чем на 50 % сложенной частицами песчаной размерности - 0,05-2,0 мм.
  • 1.4. Алевритовая - структура породы, более чем на 50 % сложенной частицами алевритовой размерности - 0,005-0,05 мм.
  • 2. Пелитовые.
  • 2.1. Пелитовая - структура породы, более чем на 50 % сложенной частицами пелитовой размерности - менее 0,005 мм.
  • 2.2. Гелево-аморфная - структура, характеризующаяся наличием в породе коллоидных частиц (менее 0,001 мм), образующих своеобразные криволинейные и прихотливо изогнутые формы одного или нескольких минеральных агрегатов. Образование связано с выпадением вещества из коллоидных растворов в виде гелей.

•3.  Кристаллоорганолитовые.

  • 3.1. Оолитовая - структура породы, сложенная оолитами, состоящими из концентров, располагающихся вокруг центрального ядра. Оолиты характеризуются сферически-концен-трическим расположением вещества. Среди оолитов различают три типа:

           - типичные оолиты - с центральным ядром, ясными концентрами, с четкими границами, небольшого размера (около  0,5 мм), более крупные (2-10 мм) - пизолиты;

- крупные образования того же типа, но обычно менее правильной формы, с нечеткими контурами, волнистой границей слоев, часто без центрального ядра - бобовины;

- образования, похожие на типичные оолиты, но без концентрического строения и центрального ядра - псевдооолиты.

Образуются в результате кристаллизации в движущейся воде, возможно, образование идет во взвеси; при коагуляции; в результате периодичности жизненного цикла бактерий.

  • 3.2. Бобовая - структура, характерная для некоторых осадочных пород (бокситов, железистых и т.д.), сложенных бобовинами, которые бывают сцементированы коллоидным веществом, иногда раскристаллизованным. Возникновение обусловлено коллоидными и химическими процессами, протекавшими, по-видимому, в стадии сингенеза и раннего диагенеза.
  • 3.3. Сферолитовая - любая структура с концентрическим или радиальным расположением составных частей породы вокруг некоторых центров.
  • 4. Интракластовые - структура, сформированная интракластами - специфическими продуктами перемыва осадков, образовавшихся чуть раньше. Спорно обособление этой группы. Р. Фолк (Folk, 1959) к интракластовым карбонатам относит все породы, кроме каркасных, микрита и спарита.

Наиболее подробно структурная классификация известняков разработана В. Т. Фроловым (Фролов, 1993).

А. Пелитоморфные (визуально незернистые).

I. Биоморфные:

       а. Цельноскелетные.

          1. Микрораковинные: 1) фораминиферовые (глобигериновые и др.), 2) остракодовые, 3) птероиодовые, 4) сферовые (сферово-водорослевые) и др., 5) микротрохилисковые и др.

          2. Нераковинные (каркасные водорослевые и др.).

       б. Микробиодетритовые.

          1. Монодетритовые: 1) кокколитовые, 2) коралловые и др.

          2. Полидетритовые.

       в. Микрокопролитовые.

II. Микросфероагрегатные:    

 1) микрооолитовые, 2) микросферолитовые, 3) микро­комкова- тые и др.

III. Микрообломочные (алевритовые и др.).

IV. Микрокристаллобластовые (измененные - перекристал­лизованные).

Б. Зернистые (визуально).

I. Биоморфные:

       а. Цельноскелетные.

          1. Цельнораковинные:

            а) крупнораковинные: 1) пелециподовые, 2) гастроподовые, 3) цефалоподовые, 4) брахиоподовые;

             б) мелкораковинные: 1) нуммулитовые, 2) остракодовые, 3) фузулиновые, 4) трохилисковые, 5) гастроподовые, 6) пелециподовые, 7) птероподовые и др.

         2. Биогермные (каркасные):

 а) фитоморфные - водорослевые: 1) цианоалгифитовые (из синезеленых водорослей): 1а - строматолитовые, 1б - онколитовые и другие биосфероагрегатные (боболитовые, катаграфиевые и т. д.); 2) багряноводорослевые (из красных или багряных водорослей): 2а - литотамниевые, 2б - литофиллумовые и др.; 3) зеленоводорослевые (из зеленых водорослуй) и др.;

 б) зооморфные (из остатков животных): 1) корал­ловые, 2) строматопоровые, 3) мшанковые, 4) губковые, 5) пе­лециподовые, 6) гастроподовые, 7) фораминиферовые, 8) серпуловые, 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 произво­дящим организмам и размерам.

II. Сфероагрегатные:

1) оолитовые, 2) пизолитовые, 3) бобовые, 4) сферолитовые, 5) псев-дооолитовые, 6) узловатые (нодулярные), 7) комковатые, 8) конкреционные и др.

         III. Обломочные - подразделяются по размеру, окатанности, сцементированности.

IV. Кристаллобластовые, или кристаллически-зернистые, яв­ляющиеся измененными (перекристаллизованными или гранулированными), а также новообразованными и метасоматическими, различаются по величине зерна и реликтовым структурам.

Кроме характеристики генетических типов зерен  при петрографическом описании следует указывать их величину, форму, степень кристалличности, способ их сочетания между собой.

Для карбонатных пород характерен смешанный тип структур, поэтому название структурного вида породы следует строить по традиционным литологическим канонам. На первое место ставится название менее распространенного компонента, на последнее место - название преобладающего. Иногда целесообразно в названии указывать процентные соотношения компонентов. Например, в случае, если в породе из всех структурных зерен на биодетрит различной видовой приуроченности приходится 30 %, на оолиты 70 %, структура будет характеризоваться как полидетритово(30 %)-оолитовая (70 %).

Среди зарубежных классификаций для микроскопических исследований в шлифах применимы схемы Р. Фолка (Folk, 1959) и Р. Данхэма (Dunham, 1962). Эти классификации часто приводятся в литературе  (Селли, 1981; Систематика..., 1998). Схема Р. Данхэма представлена в табл. 6. Следует отметить, что классификация Р. Данхэма приемлема в том случае, когда отчетливо фиксируются седиментационные структуры пород.

В основе классификации Р. Фолка лежат два основных структурных компонента: тип зерен (аллохем) и тип карбонатного цемента - тонкодисперсный (< 0,03 мм) карбонатный заполнитель называется микритом и яснокристаллический - спаритом. Основные типы зерен - это интракласты (обломки), оолиты, биоморфные зерна и пеллеты.    По классификации Р. Фолка известняки подразделяются на аллохемогенные (сложенные аллохемами с микритовым или спаритовым цементом), ортохемогенные (микритовые) и автохтонные (биолититовые). Название аллохемогенных известняков дается в зависимости от типа зерен и цементирующего вещества, например ооспарит, интраспарит, пелспарит, биоспарит, оомикрит, пелмикрит и т. д. Ортохемогенные известняки - породы, нацело состоящие из микрита. Микритовые     разновидности с единичными  кристаллами  (результат раскристаллизации  тонкодисперсного  карбоната)  называются дисмикритом.                            

                                                                                                            Под автохтонными известняками понимаются каркасные постройки (водорослевые, коралловые, кораллово-мшанковые и др.).

Таблица 6. Классификация карбонатных пород по Р. Ж. Данхэму (Dunham, 1962)

Первично-осадочная структура распознаваема

Первичная структура не распознаваема

 

 

Первичные компоненты не были скреплены во время отложения

 

 

Первичные компо­ненты были скреп­лены во время отложения­

Кристалличес­кая

карбонатная порода

 

 

 

Разделяются по физическим показателям структурных элементов: размеру, морфологии кристаллов и др.

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

Порода содержит ил (части­цы пелитовой или мелкоалевритовой размерности)

Порода не содержит ила и состо­ит из опирающихся друг на дру­га зерен

 

 

 

 

 

 

 

 

Автохтонный известняк, первичные компоненты которого связывались организмами в процессе осаждения; остатки организмов находились в процессе роста

Опорой породы

является ил

 

 

Зерна

опираются друг

на друга

 

 

 

 

 

 

 

Зерен

менее

10 %

 

 

 

 

 

Зерен

более

10 %

 

 

 

 

Мадстоун

Вакстоун

Пакстоун

Грейнстоун

Баундстоун

 

Под автохтонными известняками понимаются каркасные постройки (водорослевые, коралловые, кораллово-мшанковые и др.).

Схема Р. Фолка удобна в силу простоты названий пород, которые определяются исключительно структурным типом зерен и степенью раскристаллизации цемента, но ее использование затруднено при сложном смешанном составе структурных компонентов и смешанном типе цементации.

 

2.3. Вторичные (постседиментационные) изменения

Постседиментационные изменения карбонатных пород многообразны и проявляются в:

  • 1) перекристаллизации карбонатных минералов, сопровождающейся структурной перестройкой породы;
  • 2) появлении новых аутигенных карбонатных минералов и их перекристаллизации;
  • 3) выщелачивании, нередко многократном;
  • 4) появлении новых аутигенных некарбонатных минералов (глауконит, фосфаты, гидроокислы железа и т.д.);
  • 5) цементации вследствие аутигенного минералообразования и перекристаллизации.

Приведем краткую характеристику основных эпигенетических процессов.

Перекристаллизация - это процесс частичного растворения, осаждения, перераспределения вещества, приводящий к изменению структурно-текстурных особенностей породы. Причиной перекристаллизации является стремление вещества к уменьшению поверхностной энергии, что достигается при возрастании величины зерен. Таким       образом, перекристаллизация заключается в изменении размера    зерен без изменения химического состава. Характерным процессом является замещение тонкокристаллического микритового карбонатного вещества яснокристаллическим спаритовым. В первично пористых биоморфных, обломочных, оолитовых осадках возникают кальцитовые щетки и крустификационный цемент, регенерационные каемки           вокруг зерен.

На перекристаллизацию карбонатных пород большое влияние оказывают примеси глинистого, кремнистого, органического вещества, которые создают вокруг карбонатных зерен непроницаемую коллоидальную пленку и тем самым не только замедляют процессы              растворения и перекристаллизации, но и «запечатывают» на ранних стадиях литогенеза имеющиеся в породах пустоты и трещины.

Аутигенное карбонатное минералообразование - характерный вторичный процесс, который выражается в появлении новых карбонатных минералов и обычно сопровождается их перекристаллизацией.

Аутигенными карбонатными минералами стадии диагенеза преимущественно являются арагонит, высокомагнезиальный кальцит, кальцит и доломит. Для более поздних эпигенетических стадий типичны кальцит и доломит. Аутигенные карбонатные минералы проявляются в виде щеток мелких кристаллов на зернах разного происхождения; регенерационных оболочек, участков, сложенных мелкими кристаллами.

Доломитизация - широко развитый в природе процесс постседиментационного образования доломита в результате метасоматического замещения известкового, кремнисто-известкового ила различной генетической природы. Развитие доломитизации, как правило, сопровождается явлениями растворения. В этом заключается причина образования повышенной пористости во вторичных доломитах.

Кальцитизация - замещение доломита и других минералов кальцитом, обрастание регенерационными каемками органических остатков, заполнение кальцитом пор, каверн и трещин разного генезиса в известняках и доломитах под влиянием взаимодействия пород с водами гидрокарбонатно-кальциевого состава. Кальцитизация может происходить метасоматическим путем, когда один минерал замещается другим вследствие химической реакции твердого тела с раствором и путем заполнения пор, каверн и трещин кальцитом. По кальцитизированным участкам могут впоследствии развиваться пустоты выщелачивания.

Выщелачивание - растворение, происходящее в породах преимущественно карбонатных, на протяжении всего геологического времени, пока в них циркулируют растворители, непрерывно меняющие при этом характер пустотного пространства, величину пористости и степень проницаемости. Процесс сопровождается выносом вещества. Растворимость карбонатных пород протекает с различной интенсивностью в карбонатных отложениях разного генезиса. По уменьшению растворимости карбонатные минералы обычно размещаются в следующей последовательности: арагонит - кальцит - доломит - магнезит. Однако не исключена возможность и нарушения этой последовательности, обусловленная специфическим химизмом подземных вод.

Аутигенное некарбонатное минералообразование - процесс образования новых некарбонатных минералов (глауконит, фосфаты, гидроокислы железа, халцедон, кварц, сульфиды и т. д.) в карбонатных породах на диагенетической и катагенетической стадиях.  При формировании карбонатные породы могут содержать различные химические примеси, следовательно, возможно и появление новых аутигенных некарбонатных минералов на ранних стадиях преобразования осадка. Эти минералы отражают геохимические условия осадочной среды. Диагенетические аутигенные минералы  пигментируют зерна, выполняют полости раковин, инкрустифицируют зерна различного генезиса, образуют микроагрегаты. Типичными аутигенными  минералами диагенеза являются гидроокислы железа, фосфаты кальция, глауконит, пирит, халцедон.

На стадии катагенеза аутигенное некарбонатное минералообразование связано с цементацией, заполнением пор пород в результате раскристаллизации растворенного минерального вещества подземных вод и процессами метасоматоза. Характерными процессами эпигенеза являются окремнение и сульфатизация.

Сульфатизация - цементация породы сульфатами (гипсом, ангидритом, целестином, баритом и др.), выполнение ими пор, каверн и трещин, а также метасоматическое замещение ими кальцита, доломита и других минералов. Сульфатизация может происходить на различных этапах литогенеза. Наиболее активно сульфатизация протекает при значительной минерализации пластовых вод сульфатно-кальциево-магниевого состава.

Многие исследователи считают, что сульфатизация, как правило, отрицательно влияет на формирование коллекторских свойств пород. Но известны случаи, когда интенсивно сульфатизированные трещиноватые доломиты становились пористо-проницаемыми вследствие повышенной трещиноватости и связанными с нею вновь образованными порами выщелачивания, приуроченными к сульфатизированным участкам.

Окремнение - вторичное замещение карбонатных и других минералов или их агрегатов кремнеземом в осадке и в породе и заполнение ими пор, каверн и трещин. Кремнистость характеризуется присутствием кремнезема, который может иметь биогенное и абиогенное происхождение. При воздействии на кремнистые и окремненные породы щелочных вод (рН>8) происходит частичное растворение кремнезема с образованием вторичных пор выщелачивания.

Кремнезем придает породам хрупкость и способствует их растрескиванию.

Показатели диагенетической и эпигенетической преобразованности осадков разработаны пока недостаточно. С определенной долей условности ими могут служить размер зерен и степень их прозрачности. Принято считать, что тонкозернистый кальцит и доломит с размером зерен менее 0,01 мм являются первичными, седиментационными. В стадию диагенеза и эпигенеза происходит их перекристаллизация. Перекристаллизованные зерна имеют размер более 0,01 мм.

Зерна карбонатных минералов, перекристаллизованные в стадию диагенеза, обычно непрозрачные, что объясняется присутствием в них в качестве примеси тонкозернистого, не до конца ассимилированного карбоната и глинистых частиц. Зерна карбонатных минералов, перекристаллизованные в стадию эпигенеза, характеризуются более крупным размером и прозрачностью.

На стадии метагенеза в карбонатных породах продолжаются процессы перекристаллизации и укрупнения зерен, от фаунистических остатков сохраняются неопределимые реликты. Для стадии метагенеза характерны мраморизованные известняки и доломиты.

 

2.4. Пористость карбонатных пород

Характерным признаком, влияющим на свойства известняков и доломитов, является пористость. Учитывая значимость этих пород как коллекторов нефти и газа, при петрографических исследованиях пустотному простанству и формирующим его процессам следует уделять большое внимание.

 В зависимости от стадий литогенеза выделяются седиментационные, диагенетические и эпигенетические поры, которые характеризуются определенными морфологическими признаками. Образование седиментационной пористости обусловлено процессами осадкообразования. Пористость, формирующаяся на более поздних стадиях литогенеза, связана, прежде всего, с перекристаллизацией карбонатного вещества, его доломитизацией, а также выщелачиванием.

Седиментационные поры представляют собой промежутки между тонкими (меньше 0,01 мм) зернами кальцита, доломита в тонкозернистых карбонатных породах хемогенного происхождения или в тонкозернистом цементе карбонатных пород с преобладанием форменных элементов. Размер седиментационных пор меньше 0,01 мм, форма пор изометричная, связь между порами осуществляется с помощью межзерновых каналов, длина которых равна размеру пор или меньше их.

В карбонатных породах с преобладанием форменных элементов первичными седиментационными порами являются промежутки между органическими остатками, их обломками, комками, сгустками, оолитами, обломками пород, не затронутых растворением (межформенные поры). Это мелкие поры: капиллярные (размер 1-2 мкм) и субкапиллярные (< 1 мкм). Сообщаются поры посредством межформенных каналов, длина которых не превышает размера пор или микротрещин. Распределяются в породе межформенные седиментационные поры равномерно или неравномерно.

Поры диагенетической перекристаллизации, доломитизации-пере-кристаллизации - это промежутки угловатой формы между мелкими (0,01-0,05 мм) и средними (0,05-0,25 мм) зернами кальцита или доломита, образующими основную массу породы или цемент карбонатных пород с преобладанием форменных элементов. Стенками пор являются грани кристаллов карбонатных зерен. Размер пор равен или меньше размера породообразующих зерен. Располагаются поры диагенетической перекристаллизации в породе равномерно или неравномерно.

Поры эпигенетической перекристаллизации, доломитизации-перекристаллизации - это промежутки угловатой формы между зернами кальцита или доломита размером примерно 0,20-0,25 мм, составляющими основную массу породы или цементирующее вещество в известняках с преобладанием форменных элементов. Размер пор равен или меньше размера зерен вмещающего карбоната, колеблется от 0,1 до 0,25 мм. Стенками пор являются достаточно ровные грани кристаллов кальцита или доломита, не подвергшихся растворению. Связь между порами осуществляется межзерновыми каналами, длина которых меньше или равна размеру пор. Распределяются поры в породы достаточно равномерно.

Диагенетические и эпигенетические поры выщелачивания  связаны с растворением и выносом карбонатного вещества из осадков и пород. Форма пор выщелачивания самая разнообразная. Размер пор обычно больше или равен размеру форменных элементов (0,05-1 мм); пустоты более 1 мм относятся к кавернам.

В шлифах можно установить роль вторичных процессов в формировании порового пространства. Это достигается путем количественных замеров интенсивности проявления процессов и связанной с ними пористости (открытой и «залеченной») в разных литологических разностях по разрезу и площади распространения исследуемых отложений. Количественный подсчет вторичных процессов и связанной с ними пористости производится с применением сетки окуляр-микрометра. Интенсивность проявления процесса оценивается площадью шлифа, захваченной этим процессом, и выражается в процентах от общей площади шлифа.

 

2.5. Схема  петрографического описания

При петрографическом изучении шлифов карбонатных пород определяются следующие параметры:

  • 1. Цвет породы в проходящем свете.
  • 2. Структурные компоненты породы - процентное соотношение структурных зерен и цемента (заполнителя).
  • 3. Характеристика структурных зерен породы.

3.1. Структурный тип зерен (обломочные, биоморфные, оолиты, др.). Все зерна, образующие каркас породы, принимаются за 100 % и с помощью сетки окуляр-микрометра рассчитываются содержания каждого структурного типа.

3.2. Размер зерен, степень их окатанности для обломочных, степень сохранности для биоморфных (цельноскелетные, биодетритовые, шламовые). 

3.3. Для биоморфных компонентов по возможности устанавливается их видовая принадлежность.

3.4. Для сфероагрегатов указываются их отличительные морфометрические признаки.

3.5. Минеральный состав зерен - определение процентного соотношения различных карбонатных и некарбонатных минералов.

  • 4. Характеристика цемента.
  • 4.1. Количество и тип цемента (базальный, открыто-поровый, закрыто-поровый, пленочный).
  • 4.2. Характеристика распределения цемента в породе (равномерное или неравномерное - островное, точечное и др.).
  • 4.3. Степень дисперсности и кристалличности. Структура цемента - тонкозернистый, пойкилитовый, крустификационный и др.
  • 4.4. Минеральный состав цемента или нескольких цементов.
  • 4.5. Характер взаимодействия с зернами породы (независимая цементация, деструктивная, конструктивная).
  • 5. Микротекстуры породы (седиментационные - слоистые, массивные и эпигенетические - стилолитовые, трещинные и др.).
  • 6. Совокупность вторичных процессов и их очередность.
  • 6.1. Определение вторичного процесса (перекристаллизация, доломитизация, кальцитизация, сульфатизация, окремнение).
  • 6.2. Количественная оценка степени преобразованности породы вторичными процессами, каждым в отдельности и в совокупности. Количественный подсчет вторичных процессов производится с применением окуляр-микрометра. Интенсивность проявления процесса оценивается площадью шлифа, захваченной этим процессом, и выражается в процентах от общей площади шлифа.
  • 7. Оценка пористости породы.
  • 7.1. Описание морфологии порового пространства, характе-ристика равномерности/неравномерности распределения пор.
  • 7.2. Количественный подсчет пористости. Для получения параметров пористости породы оцениваются количественные соотношения в ней зерен, цемента и пустотного пространства. Полная пористость определяется по отношению площади пор к площади шлифа (%). Коэффициент заполнения цементом рассчитывается по следующей формуле:

 

Кз = Sц / (Sц + Sп),

 

где Кз - коэффициент заполнения, Sц - площадь цемента, Sп - площадь пор.

  • 7.3. Определяется мера влияния вторичных процессов на коллекторские свойства породы. При подсчете пористости, связанной с каким-либо процессом, в числителе указывается суммарная площадь пор данного генезиса, в знаменателе - суммарная площадь шлифа, захваченного этим процессом.

На основе петрографического описания дается полное развернутое название породы, включающее ее структурный вид и вещественный состав, приводится краткое заключение о генезисе.

Ниже приведен пример описания карбонатной породы. Образец № 22 - 7 (рис. 11).

 



Макроскопическое описание. Карбонатная порода желтовато-белого цвета, вскипающая при воздействии соляной кислотой. Структура породы оолитовая, текстура массивная.

Рис. 11. Фото шлифа. Увеличение 70.

Микроскопическое описание. Основная масса породы - бесцветная, оолиты - желтовато-бурые. Структурный тип зерен породы представлен: оолитами (92 % от общей площади зерен), кристаллокластами кварца (5 %), отдельными интракластами (2-3 %). Зерна составляют  40 % от площади шлифа, цемент - 40 %, поры выщелачивания - 20 %.

Оолиты - основные структурные зерна породы - представляют собой сфероагрегаты концентрического строения, сложенные пелитоморфным кальцитом (микритом). Около 30 % оолитов образованы по биоморфным остаткам - раковинам и детриту фораминифер, мшанок, криноидей, водорослевых обломков. Часть оолитов развита по кристаллокластам кварца (6-7 %). Примерно 55 % оолитов имеют выщелаченное ядро - отрицательные оолиты.

Минеральный состав оолитов преимущественно кальцитовый, с тонкодисперсной рассеянной примесью феррогеля (лимонита).

Размер оолитов от 0,15 до 1,50 мм, преобладают оолиты с размером 0,35 мм. Форма оолитов сферическая или вытянутая в зависимости от «затравки», по которой они развивались.

Кристаллокласты кварца представлены хорошо окатанными зернами с размером от 0,05 до 0,50 мм, преобладающий диаметр зерен - 0,20-0,25 мм. Зерна преимущественно изометричной формы.

Интракласты представлены обломками микритовых известняков с размером от 0,15 до 0,50 мм.

Цемент породы - базальный, от тонкокристаллического (с размером кристаллов менее 0,03 мм) до яснокристаллического (спаритового). По составу кальцитово-доломитовый.

Микротекстура породы массивная.

Вторичные изменения проявлены в выщелачивании и доломитизации. Поры выщелачивания составляют около 20 % от площади шлифа, развиты в цементе породы и внутри оолитов. Процесс доломитизации проявлен на 70-75 % площади цемента. Доломит представлен ромбоэдрами, размеры кристаллов соизмеримы между собой (распознаются при двадцатикратном увеличении объектива). Доломитизация оолитов преимущественно жеодового типа, развивается по порам выщелачивания, захватывает около 10 % площади зерен.

Название породы. Оолитовый доломитовый известняк.

Генезис. Порода сформирована в морских условиях со слабым воздействием динамических процессов. Механизм формирования - биогенно-хемогенный. Массивная текстура породы и преобладающая псаммитовая размерность зерен могут свидетельствовать об относительно быстром накоплении осадка. Стадиальные процессы выражены в интенсивном выщелачивании с последующей доломитизацией. Возможно, эти процессы протекали одновременно.

 

Литература

Геологический словарь. Т. II/ Под ред. А.Н. Криштофовича. М., 1955. 446 с.

Вишняков С.Г. Карбонатные породы  и полевое  исследование их пригодности для известкования почвы// Карбонатные породы Ленинградской области, Северного края и Карельской АССР. Вып. 2. М.; Л., 1933. С. 3-22.

Логвиненко Н.В. Петрография осадочных пород (с основами методики исследований). М., 1984. 416 с.

Ловиненко Н. В., Сергеева Э.И. Методы определения осадочных пород. Л., 1986.  240 с.

Преображенский И.А., Саркисян С.Г. Минералы осадочных пород (применительно к изучению нефтеносных отложений). М., 1954. 464 с.

Рухин Л.Б. Основы литологии. Л., 1969. 704 с.

Селли К. Введение в седиментологию. М., 1981. 370 с.

Систематика и классификации осадочных пород и их аналогов/ В.Н. Шванов, В.Т. Фролов, Э.И. Сергеева и др. СПб., 1998. 352 с.

Условия образования, свойства и минералы осадочных пород. Т. 1/ Под общ. ред. В.Б. Татарского. Л., 1958. 488 с.

Фролов В.Т. Литология. Т.1. М., 1992. 336 с.; Т.2. М., 1993. 440 с.

Шванов В.Н. Песчаные породы и методы их изучения. Л., 1969. 248 с.

Шванов В.Н. Петрография песчаных пород (компонентный состав, систематика и описание минеральных видов). Л., 1987. 269 с.

Швецов М.С. Петрография осадочных пород. М., 1948. 416 c.

Dunham R. J. Classification   of carbonate rocks  according  to depositional texture:  Classification  of carbonate rocks// Bull. Amer. Assoc. Petrol. Geol. 1962. Vol. 1. P. 108-121.

Folk  R. L. Practical petrographic classification of limestone// Bull. Amer. Assoc. Petrol. Geol. 1959. Vol. 43.  P. 1-38.

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

Учебное издание

 

Михаил Вячеславович Платонов

Марина Александровна Тугарова

 

Петрография

обломочных

и карбонатных пород

Учебно-методическое пособие

 

 

Зав. редакцией Г. И. Чередниченко

Редактор М. С. Юдович

Техн. редактор Л. Н. Иванова

Обложка художника А. В. Калининой

Компьютерная верстка М. В. Платонова, М. А. Тугаровой

 

__________________________________________

Подписано в печать с оригинала-макета 27.10.2003

Ф-т 60х84/16. Усл. печ.л. 4,18. Уч.-изд. л. 3,1. Тираж 100 экз.

Заказ №

РОПИ С.-Петербургского государственного университета.

199034, С.-Петербург, Университетская наб., 7/9

ЦОП типографии Издательства СПбГУ

199061, С.-Петербург, Средний пр., 41

 

 

Комментарии

О, супер!!!

О, супер!!!

 то,что надо!!!!!!

 то,что надо!!!!!!

а ссылочка для скачивания

а ссылочка для скачивания есть? 

Только онлайн

Только онлайн-версия, но можно ее сохранить.

конгломераты

то что нужно!

класс

класс