Эндогенные минералы и карбонатные кислоты

 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 большая 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.

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.

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

При классификации  глинисто-карбонатных пород широко используется треугольная диаграмма  С. Г. Вишнякова, по которой учитывается  соотношение в породе кальцита, доломита и глинистой фракции (рис. 1). Подобным образом можно классифицировать известково-доломитовые породы с  примесью алевритового и песчаного  материала.

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.

 
 

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 сфероагрегаты (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. Ангулопсефитовая - структура псефитолитов, образованная угловатыми и плохоокатанными обломками (ниже 1,5 среднего балла окатанности).

  2. Сферопсефитовая - структура псефитолитов, образованная окатанными обломками (при оценке по пятибалльной шкале со средним баллом окатанности 1,5-4,0).

  3. Псаммитовая (песчаная) - структура породы, более чем на 50 % сложенной частицами песчаной размерности - 0,05-2,0 мм.

  4. Алевритовая - структура породы, более чем на 50 % сложенной частицами алевритовой размерности - 0,005-0,05 мм. 

2. Пелитовые.

  1. Пелитовая - структура породы, более чем на 50 % сложенной частицами пелитовой размерности - менее 0,005 мм.

  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.

    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.

    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. 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 к интракластовым  карбонатам относит все породы, кроме каркасных, микрита и спарита. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 

                                 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.

 

Краткая характеристика 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.