Литология

Введение

Различные по составу главные типы осадочных пород могут объединяться в одну группу по наличию в них какой-либо важной примеси. Например, медистые соединения встречаются в виде примеси в породах различного состава. Общей чертой их является лишь присутствие медных минералов. В глауконитовые породы объединяются породы, в которых присутствует первичный глауконит. Цеолитсодержащие породы имеют очень широкое распространение и приурочены к самым разновозрастным толщам. Во многих осадочных породах преимущественно сульфатно-карбонатных, присутствует сера.

Медистые (песчаные и глинистые)породы

Медистыми называются осадочные, преимущественно обломочные, породы, содержащие аутигенные минералы меди. Это смешанные образования, в которых обломочные кварц-силикатные и глинистые частицы сцементированы сульфидами меди: халькозином Cu₂S, ковеллином CuS, борнитом Cu₅FeS₄, халькопиритом CuFeS₂ и др., иногда с самородной медью; в зоне гипергенеза по ним развиваются карбонаты меди – малахит и азурит.

Химический состав

Химический состав медистых пород очень изменчив. Содержание меди колеблется в очень широких пределах. Помимо Cu, Fe и S, в медистых породах могут присутствовать Pb, Zn, Co, U, As, Sb, Mo, Ni, Ag, Au и др. элементы.

Характеристика пород

К медистым породам относятся медистые песчаники и алевролиты, аргиллиты, сланцы, реже известняки, конгломераты. Рудные тела образуют прослои и пластовые залежи. Известны также линзовидные, гнездообразные и неправильной формы образования. Меденосные толщи часто обладают значительной протяженностью (до 1000 км — Приуралье). Меденосные толщи характеризуются обычно различной окраской отдельных слоев, что делает всю толщу пестроцветной.
Выделяются две группы цветов:
1) темные — темно-красные, буро-красные, фиолетовые,
2) более светлые — серые, желтовато-серые и белые.

Красная и красно-бурая окраски обусловлены наличием гидроокислов и окислов железа, которые приурочены обычно к цементу песчаников. По содержанию железа пласты, окрашенные в зеленовато-серые цвета, иногда почти не отличаются от красных, но железо в них находится, в двухвалентной форме в составе карбонатов или силикатов. Отдельные пласты меденосных толщ возникают: темные (красные, бурые, фиолетовые) — в окислительных условиях, а светлые (серые, зеленовато-серые) — в восстановительных. Медная минерализация приурочивается к пластам светлой окраски, значительно реже к красным и красно-бурым. Накоплению меди способствует чередование окислительных и восстановительных условий.

Происхождение и распространение

По-видимому, достаточное для образования медистых толщ количество меди давали породы, обогащенные медью, или в форме месторождений, или в рассеянной, но существенно повышающей кларковые содержания, форме. Медь могла приноситься в растворенном состоянии в коллоидных и истинных растворах. При осаждении меди некоторую роль, возможно, играли бактерии, сероводородное заражение и восстановительная среда. Меденосные породы, как правило, являются отложениями древних речных русел, дельт и лагун в эпохи аридизаций климата. Большинство их насыщено аутигенным сульфидным веществом на постседиментационных стадиях преобразования отложений. Примеры: Джезказган, Удокан.

Медистые породы приурочены к отложениям различного возраста, начиная с позднего докембрия. Они известны среди докембрийских толщ на Скандинавском полуострове. К позднему докембрию или раннему кембрию относятся медистые песчаники Южной Швеции. К позднему докембрию относятся медистые породы Катанги и Замбии. К силурийским отложениям относятся медистые песчаники Лены. В девонских отложениях медистые породы известны в Минусинском районе, в восточной части Горного Алтая, в Тувинской области, в Центральном Казахстане. К ним относятся медистые сланцы Мансфельда, медистые песчаники Джезказгана, Приуралья, Донбасса, Мангышлака, часть горизонтов медистых пород Колорадо (здесь имеются меденосные породы и юрского времени), Канады, Австралии. Медистые толщи мелового возраста известны в Туркмении, Таджикистане и в других местах Средней Азии.

Все эти образования сконцентрированы внутри пестроцветных осадочных комплексов, накопленных при жарком аридном климате; они парагенетически (и отчасти генетически) связаны с эвапоритовыми и рифогенно-карбонатными толщами. Большинство исследователей считают оруденение эпигенетичным. Например, в разрезе пермских меденосных толщ штата Оклахома наблюдалась закономерная смена (снизу вверх) слоев красноцветных терригенных пород темноокрашенными меденосными сланцами, а затем — эвапоритами. Американскими литологами было высказано предположение, что привнос Cu осуществлялся уже после отложения осадка в результате специфической циркуляции подземных вод в условиях себхи. Предполагается, что металл привносился сюда на завершающих стадиях диагенеза, а воды, транспортировавшие Cu, поступали с континентальной стороны себхи.

Медная минерализация цехштейновых руд в Западной Европе (как и на Удоканском месторождении Забайкалья в России и Джезказганском в Казахстане), по-видимому, возникла на ещё более поздней – катагенетической – стадии.

Практическое применение

В качестве медных руд применяются породы, содержащие около 1% Cu. Рентабельность их переработки повышается в том случае, если меди сопутствуют другие металлы, как например, Pb, Zn, Bi, Au, Ag и др. Содержание Cu в богатых рудах достигает 10—12%.

Цеолитовые породы

Значительное скопление осадочных цеолитов было впервые описано Россом в Аризоне (США), где он нашел песчаникоподобную породу, целиком сложенную кристалликами осадочного анальцима.

Цеолитовые породы редки и представляют собой смешанные по составу глинисто-цеолитовые озерные или морские образования, в которых цеолиты кристаллизовались в качестве цемента или микровключений на постседиментационных стадиях. Встречаются цеолиты в песчаных, глинистых, кремнистых и карбонатных породах в виде маленьких, обычно призматических кристаллов, особенно хорошо видных в порах породы, в виде сферолитов и в качестве цементирующей массы.

Минеральный состав

Цеолиты относятся к группе водных алюмосиликатов Са, Na, реже Ва, Sr, К и еще реже Mg и Мn. Цеолиты легко обмениваются катионами, поэтому состав и свойства цеолитов могут изменяться в широких пределах. В природе известно до 60 цеолитов. При нагревании содержащаяся в цеолитах вода может постепенно выделяться и вновь поглощаться без разрушения кристаллической решетки минерала.

В осадочных породах наиболее широким распространением пользуются следующие минералы:

1. филлипсит КСа[Al₃Si₅O₁₆]·6H₂O,
2. морденит (Са,К₂,Na₂)[AlSi₅O₁₂]·7H₂O,
3. гейландит Са[Al₂Si₇O₁₈]·6H₂O,
4. ломонтит Са₄·[AlSi₁₆O₄₈]·6H₂O,
5. анальцим Nа[AlSi₂O₆]·H₂O,
6. кроме того, встречены десмин, эпидесмин, гармотом, шабазит, феньерит и др.

Формулы минералов приведены по: Штрюбель, Г., Циммер, З.Х. Минералогический словарь, М., Недра, 1987.

Цеолиты обычно бесцветны или белого цвета, иногда окрашены в желтоватый, красноватый, бурый и красный цвета. Твердость их колеблется в пределах от 3 до 5,5, удельный вес 2,1—2,5. Образуют тонкопризматические кристаллы, волокнистые, радиально-лучистые агрегаты, а также псевдоморфозы по пепловым частицам вулканического стекла. Оптические свойства:

1. анальцим бесцветный, кубический, N = 1,489—1,479; обычно изотропный;
2. морденит бесцветный, ромбический, N_p = 1,471—1,478; N_g = 1,473—1,482; N_g — N_p = 0,002; двупреломление часто не заметно;
3. ломонтит N_p = 1,513—1,504; N_g = 1,525—1,516; N_g — N_p = 0,011—0,016.

Происхождение и распространение

Цеолиты известны в осадочных породах различного возраста. Они являются показателями геохимических фаций — для их образования, благоприятна щелочная среда. Цеолиты, особенно анальцим и морденит, и в меньшей мере ломонтит, широко распространены в пермских, триасовых, третичных и особенно в юрских и меловых породах на территрии РФ, составляя местами до 5—20% породы. Они найдены и в карбоне Русской платформы. В юрских угленосных толщах Гелати (Грузия) есть целые прослои породы, состоящей на 80% из анальцима. Цеолитовые породы, изученные в морских отложениях палеогена юга Русской платформы, были названы И. А. Шамраем (1952) цеолититами. Они иногда образуют почти чистые цеолитовые породы.

Эти минералы формировались одним из двух вероятных способов: либо вследствие трансформаций витрокластических частиц (примесей вулканического пепла), либо в результате химического синтеза алюмосиликатных компонентов, извлекаемых из обломочных частичек полевых шпатов, амфиболов, эпидотов и других минералов.

Филлипсит, так же как и анальцим, встречаются в современных глубоководных илах Тихого океана на значительной площади. Содержание его достигает иногда 30%. Образуется за счет разложения вулканического пепла. Гейландит возникает при диагенетических изменениях песчаных отложений и при эпигенезе бокситов. Анальцим образуется в результате диагенетических изменений алюмосиликатов и вулканического стекла или в виде новообразований. Среди цеолитовых отложений широко распространены морденитовые и гейландитсодержащие. Морденит почти всегда присутствует в глинистых, алевритовых и песчаных породах, а также в мергелистых, кремнистых, фосфоритовых отложениях юры, мела, палеогена. Широким распространением пользуются также породы, содержащие несколько минеральных разновидностей цеолитов.

Практическое применение

Выделяют следующие свойства цеолитов благодаря которым их широко применяют:

• адсорбционные — способность поглощать и отдавать различные вещества,
• ионообменные — способность обменивать катионы,
• каталитические — способность ускорять химические реакции.

Цеолиты применяют в строительстве как активную минеральную добавку для цементов, бетонов и строительных растворов. Цеолитовые фильтры хорошо очищают воду, используются в бытовых и промышленных сооружениях. Нефтехимическая промышленность использует минерал для ускорения химических реакций. В аналитической химии применяется для обнаружения газов, методов разделения и концентрации. В сельском хозяйстве применяют цеолитсодержащие удобрения. Минерал оберегает сыпучие удобрения от слеживания, а гранулированные делает прочными. Растения, посыпанные такими удобрениями, меньше подвержены болезням, дают высокий урожай.
Основные разведанные запасы природных цеолитов сосредоточены в Европе, России, Японии и США. По состоянию на 2016 год ежегодная добыча природного цеолита в мире составляет около 3 миллионов тонн. Основными добытчиками в 2010 году были: Китай (2 млн. т), Южная Корея (210 000 т), Япония (150 000 т), Иордания (140 000 т), Турция (100 000 т), Словакия (85 000 т) и Соединенные Штаты (59 000 т). Доступность богатой цеолитом породы по низкой цене и нехватка конкурирующих минералов и горных пород, вероятно, являются наиболее важными причинами её широкомасштабного использования.

Глауконитовые породы (глауконититы)

Глауконитовые породы характеризуются присутствием первичного глауконита, который в виде примеси встречается в самых разнообразных осадочных породах морского происхождения. Некоторые породы содержат до 70—90% глауконита. Впервые глауконитит был описан Ренгартен из третичных отложений восточного Урала. Глауконититы связаны постепенными переходами с кремнистыми породами (опоки) и песчаниками. Глауконититы, богатые глауконитом, слагающим не только зерна, но и основную массу породы, найдены в силуре Эстонии.

Минеральный и химический состав

Глауконит относится к группе гидрослюд и представляет собой водный алюмосиликат железа. Химический состав глауконита изменчив. В нем всегда присутствуют SiO₂ до 56%, Fe₂O₃ до 22%, FeO до 3%, Al₂O₃ до 23%, K₂O до 7%, MgO до 4%, H₂O до 15%.

Удельный вес глауконита 2,5—2,8. Цвет обычно зеленый. С увеличением содержания железа и калия увеличивается интенсивность окраски до темно-зеленой, почти черной. Обладает весьма значительной поглотительной способностью.

Происхождение и геологическое распространение

Мерреем (Murray and Renard, 1891) была предложена органогенная гипотеза: глауконит замещает раковины фораминифер в результате реакции между разлагающим органическим веществом и проникающим в раковины морским илом. Часто наблюдается замещение глауконитом фекальных пеллет. Другие исследователи считают, что образование глауконита происходит при помощи гальмиролиза (подводного выветривания) терригенных минералов (алюмосиликатов, особенно биотита). Присутствие органического вещества создает среду, способствующую образованию глауконита. В наибольших масштабах образование глауконита происходит в результате выпадения в осадок из коллоидальных растворов. Для образования глауконита необходимо сочетание ряда условий, главнейшим из которых является наличие среды, переходной между окислительной и восстановительной, которая наблюдается в мелком море в начале трансгрессий (обстановка, благоприятствующая также отложению фосфоритов). Большинство исследователей считает, что глауконитовые отложения возникают в море. Глауконитизация происходит на морском дне на таких субстратах, как твердые части фораминифер, другие карбонатные фрагменты, фекальные пеллеты и обломки пород. Очевидно, этот процесс требует особой обстановки на границе окислительной морской воды и слабо восстановительной поровой воды. Как правило, это происходит на глубинах между примерно 50 и 500 м, на внешних частях континентального шельфа и в верхней части континентального склона.

Наиболее интенсивные накопления глауконита наблюдаются непосредственно выше основания трансгрессивных серий — среди юрских, меловых и третичных отложений (в особенности в мелу и палеогене). Однако глауконит встречается среди пород самого разнообразного возраста.
Рифейские глауконитовые песчаники распространены на западном склоне Урала, глауконитовые известняки ордовика в Прибалтике, девонские известняки в Воронежской области, кварцево-глауконитовые юрские песчаники и глины в Московской синеклизе и Поволжье, глауконитовый мел в Украинской мульде, эоценовые пески и глауконито-мергельные отложения в Поволжье и Украинской мульде, олигоценовые глауконитовые пески в Поволжье и т. п.

Практическое применение

Глауконит используется в качестве краски под названием «неопермутит», применяется как смягчитель жестких вод в сахарной, пивоваренной и винокуренной промышленности (что основано на способности глауконита к катионному обмену), для получения калийных удобрений.

Серные породы

Общие сведения

К серным породам относятся осадочные породы, содержащие самородную серу. Большая часть серных пород связана с битумами и приурочена к сульфатно-карбонатным и карбонатным отложениям, к кепрокам некоторых соляных куполов. Отложения серы известны также среди глинистых и обломочных пород.

Среди сульфатно-карбонатных и карбонатных пород серные породы образуют пластообразные залежи, мощность которых колеблется от долей метра до нескольких миллиметров и нередко изменчива по простиранию. Серные породы образуют также линзы, гнезда и залежи неправильной формы. Протяженность серных залежей может быть от нескольких метров до нескольких километров. В породах кепроков сера концентрируется в верхней части кепрока, причем мощность сероносных тел достигает иногда нескольких десятков метров. Сера образует пятнистые и полосчатые разности, корки и щетки в пустотах и на стенках трещин. Нередко сера пропитывает пористые карбонатные породы.

В глинистых серных породах сера образует маломощные прослои (от 1 до 15 мм), прожилки, примазки и скопления неправильной формы.

В обломочных породах (песчаники и конгломераты) сера приурочена к цементу и часто выполняет трещины и пустоты в гальках конгломератов. Серные породы этого типа не пользуются широким распространением, но местами такие руды очень богаты.

В ангидритах и гипсах сера распределена тоже неравномерно. Она образует пятнистые и полосчатые залежи, часто встречается в виде скоплений неправильной формы, щеток и корок на стенках пустот, реже пропитывает всю массу гипса. Иногда наблюдаются псевдоморфозы серы по гипсу.

Происхождение

По сингенетической теории образование серы связано с биогенными процессами, возникающими в лагунных бассейнах, зараженных сероводородным брожением. Серобактерии окисляют органическое вещество за счет кислорода сульфата, содержащегося в воде бассейна. Поднимающийся сероводород попадает в кислородную зону и окисляется до серы, которая попадает на дно вместе с терригенными и химическими осадками. В дальнейшем происходит перераспределение и перекристаллизация серы.

По эпигенетической теории образование серы происходит при эпигенетическом разложении сульфатов углеводородами. Сера генетически связана с месторождениями нефти и возникает при разрушении сульфатов (в растворах) битумами, при окислении сероводорода кислородом воздуха.

Геологическое распространение

Серные породы известны в Предкарпатье, в Крыму, на Кавказе. В Средней Азии – в Туркмении, в Узбекистане, в Киргизии. Крупные месторождения находятся в США, в штатах Техас, Луизиана и в Мексике. Они связаны с шляпами соляных куполов. В Италии находится большое месторождение на острове Сицилия.

Практическое применение

В зависимости от процентного содержания серы в осадочных породах они делятся на бедные руды, с содержанием серы до 8—10%, средние, с содержанием серы от 10 до 25%, и богатые, в которых серы содержится более 25%.
Серные руды используются для получения серы, для производства серной кислоты.

Выводы

1. Различные по составу главные типы осадочных пород могут объединяться в одну группу по наличию в них какой-либо важной примеси.
2. Медистыми называются осадочные, преимущественно обломочные, породы, содержащие аутигенные минералы меди.
3. Меденосные породы, как правило, являются отложениями древних речных русел, дельт и лагун в эпохи аридизаций климата. Большинство их насыщено аутигенным сульфидным веществом на постседиментационных стадиях преобразования отложений.
4. Цеолитовые породы представляют собой смешанные по составу глинисто-цеолитовые озерные или морские образования, в которых цеолиты кристаллизовались в качестве цемента или микровключений на постседиментационных стадиях.
5. Цеолиты относятся к группе водных алюмосиликатов Са, Na, реже Ва, Sr, К и еще реже Mg и Мn.
6. Цеолиты легко обмениваются катионами, поэтому состав и свойства цеолитов могут изменяться в широких пределах. В природе известно до 60 цеолитов.
7. Цеолиты известны в осадочных породах различного возраста. Они являются показателями геохимических фаций — для их образования благоприятна щелочная среда.
8. Глауконитовые породы характеризуются присутствием первичного глауконита, который в виде примеси встречается в самых разнообразных осадочных породах морского происхождения.
9. Глауконит относится к группе гидрослюд и представляет собой водный алюмосиликат железа.
10. Глауконит образуется на границе окислительной морской воды и слабо восстановительной поровой воды. Как правило, это происходит на глубинах между примерно 50 и 500 м, на внешних частях континентального шельфа и в верхней части континентального склона.
11. К серным породам относятся осадочные породы, содержащие самородную серу. Большая часть серных пород связана с битумами и приурочена к сульфатно-карбонатным и карбонатным отложениям.
12. По сингенетической теории образование серы связано с биогенными процессами, возникающими в лагунных бассейнах, зараженных сероводородным брожением.
13. По эпигенетической теории образование серы происходит при эпигенетическом разложении сульфатов углеводородами.
14. Все перечисленные породы имеют важное практическое значение.
    Медистые породы – руда меди. В качестве медных руд применяются породы, содержащие около 1% Cu.
    Цеолиты имеют самое разнообразое применение благодря адсорбционным, ионообменным и каталитическим свойствам.
    Глауконит используется в качестве краски, применяется как смягчитель жестких вод, для получения калийных удобрений.
    Серные руды используются для получения серы, для производства серной кислоты.

Вопросы для самопроверки

1. Назовите основные минералы меди в медистых породах.
2. Как образуются медистые породы?
3. Какие минералы осадочных пород относятся к группе цеолитов?
4. Как образуются цеолитовые породы?
5. Какая обстановка требуется для образования глауконита?
6. Какие породы относятся к серным?
7. Как образуются серные породы?