*Примітка: якщо в осадочній породі домішки пірокластичного матеріалу складають менше 10%, така порода відноситься до звичайних осадочних.
За розміром і формою вулканогенних і осадочних компонентів визначають і назву породи – туфітовий або туфогенний пісковик (алевроліт, гравеліт і т. д.). Досить широко розповсюджені туфопеліти, які складаються з пелітового матеріалу і вулканічного попелу, часто дуже зміненого.
Пірокластичні породи легко змінюються в процесі діагенезу і епігенезу. Вулканічне скло кислих різновидів піддається розкристалізації, що супроводжується окременінням породи. Продуктами перетворення вулканогенного матеріалу основного складу є хлорит і цеоліти. При більш глибоких змінах пірокластичні породи переходять у глини: з кислих туфів і туфітів утворюються каоліни, з середніх та основних – монтморилонітові (бентонітові) глини.
У випадку співвідношення вулканогенного, біогенного і хемогенного матеріалу (більше 50%) у назві породи відображаються обидві частини, наприклад, туфодіатоміти, туфосициліти, туфокарбонати і т. д.
Зовнішній вигляд вулканогенно-осадочних порід досить різноманітний. Вони можуть бути забарвлені в різні кольори. При високому вмісті вулканічного попелу переважають сірувато-зелені і бурі кольори різних відтінків, зустрічаються також жовті, фіолетові, чорні породи.
Якщо вміст вулканогенного матеріалу невисокий, забарвлення визначається осадочними компонентами.
Для туфів і туфітів характерна переважно пориста, плямиста, масивна текстура. Туфоосадочні породи формуються переважно у водному середовищі на певній віддалі від центру виверження вулкану, тому для них характерні різні типи шаруватості та інші текстури. Інколи в цих породах присутні органічні рештки.
Вулканогенно-осадочні породи формуються переважно в областях з інтенсивною вулканічною діяльністю в результаті сукупного накопичення і перетворення вулканогенного і нормального осадочного матеріалу. Крім того, відомі випадки формування таких порід у районах віддалених від вулканічних вогнищ на сотні і навіть тисячі кілометрів. Зокрема, лінзи і прошарки туфогенних порід, до складу яких входить вулканічний попіл, що був перенесений повітряними потоками з Кавказу, встановлений у кайнозойських і четвертинних відкладах Воронезької області і в осадочних товщах Криму.
Макроскопічний опис вулканогенно-осадочних порід проводиться за схемою звичайних осадочних порід. Мікроскопічно у туфопісковиках та туфоалевролітах можна виділити попіл вулканічного походження та мінерали характерні для нормальних осадочних порід.
Практичне значення
Вулканогенно-осадочні породи широко використовуються у будівництві. Особливо цінним будівельним матеріалом є туфи, які мають високу пористість, що обумовлює їх легкість. Туфи кислого складу використовують для виробництва цементу та виготовлення скловолокна.
ПИТАННЯ ДЛЯ САМОПЕРЕВІРКИ
1 Які породи називаються вулканогенно-осадочними?
2 Як утворюються вулканогенно-осадочні породи?
3 Що покладено в основу класифікації вулканогенно-осадочних порід?
4 Які структури і текстури характерні для цих порід?
5 Якими методами вивчаються вулканогенно-осадочні породи?
6 За якою схемою проводиться опис цих порід?
ЛЕКЦІЯ №12
ГЛИНИСТІ ГІРСЬКІ ПОРОДИ
Серед осадочних порід переважають глинисті. За даними Ф.Д. Овчаренко, об’єм глинистих порід складає біля 60% всіх осадочних порід стратосфери. За А. Роновим (1976 р.) на платформах глинисті породи складають 4%, а в геосинкліналях 38%. У межах континентального сектора стратосфери глинисті породи займають 2/3 об’єму. Не менш важлива роль глинистих порід в океанічному секторі.
До глинистих порід відносяться тонко уламкові породи – пеліти: глини, аргіліти, глинисті сланці, які складені >50% глинистими мінералами.
Глинисті породи займають проміжне положення між уламковими й хемогенними породами. Глинисті породи досить складні полі генетичні за генезисом. Це суміш мінералів, що утворилися на суші в корах вивітрювання і в ґрунтах і були знесені в басейни седиментації, та мінералів, що виникли при розкристалізації колоїдів та осіданні з істинних розчинів у басейнах седиментації. Значна частина глинистих мінералів виникає шляхом трансформації глинистих і неглинистих мінералів (алюмосилікатів) в процесі діагенезу осадків і подальших змін осадочних порід.
Таким чином, у глинистих відкладах є теригенні – уламкові і аутигенні компоненти, а тому і глинисті породи виділяються за перевагою їх складових частин.
За сучасними даними в осадках Світового океану переважають теригенні глини. Аутигенні мають проміжне положення – це головним чином цеоліт – монтморилонітові різновидність червоних глибоководних глин і т. д.
Глинисті породи за фізико-хімічними властивостями і генезисом поділяються на три групи:
Безпосередньо глини з високою пористістю (50-60%), пластичні, при змішуванні з водою утворюють тісто, здатні зберігати форму. При випалюванні глини набувають твердості і міцності, що використовується в керамічній промисловості. Глини поглинають воду (добрі сорбенти) і значно збільшуються в об’ємі. При висиханні розтріскуються і розсипаються.
Аргіліти – спресовані, зцементовані глини.
Метаморфізовані глинисті породи – сланцюваті аргіліти, глинисті, аспідні, філітоподібні сланці.
За мінеральним складом розрізняють мономінеральні (каолінітові, гідрослюдисті, монтморилонітові, хлоритові), олігоміктові (переважно із двох мінералів) і полімінеральні глини і глинисті породи. Крім того у всіх фракціях глин можуть бути неглинисті мінерали: карбонати, кальцит, сидерит, доломіт; (сульфати; гіпс ангідрит, барит, целистин, ярозит, алуніт), фосфати, сульфіди заліза (пірит, марказит), оксиди марганцю, хлориди. Як правило, в глинистих породах є домішки кварцу та польового шпату.
За хімічним складом в усіх глинистих породах переважає SiO2 в межах від 45-50 до 70-80%, Al2O3 15-20%, інколи до 35-38% або менше 8-10%, оксиди заліза 2-4%, домішки TiO2 становлять не більше 1,5-2%, лужних металів до 2-8%, є домішки CaO, MgO – 7-8%, MnO, Cr2O3, P2O5 – становлять частки процентів.
Глинисті мінерали – це водні алюмосилікати, які відрізняються від інших мінералів цього класу високою дисперсністю, гідрофільністю, здатністю до сорбції і іонного обміну.
Невеликі домішки глинистих мінералів в інших породах впливають на їх міцність, гідрофільність, водопроникність, пластичність, набухання.
Глинисті мінерали мають стрічково-шарувату структуру кристалічної решітки, внаслідок чого вони мають особливі властивості порівняно з іншими.
Єдиної класифікації глинистих мінералів немає із-за їх складної кристалічної будови.
Структури глинистих порід пелітові, при домішках більш грубого матеріалу – алевропелітові, псамопелітові.
Текстури глинистих порід – масивні, шаруваті, грудкуваті та ін.
Умови формування
Глинисті породи мають полігенетичний характер. Вони сформувались в різних фаціальних умовах. Глинисті мінерали, які входять до складу глинистих порід, мають різний генезис. Найчастіше вони виникають внаслідок різних процесів: розкладання алюмосилікатів, магматичних і метаморфічних порід в корах вивітрювання; підводного і хімічного вивітрювання (гальміроліз); хімічного осідання з розчинів. Крім того, вони утворюються в осадках і породах на стадії діагенезу і катагенезу.
Каолінітові глини утворюються внаслідок вивітрювання алюмосилікатів при формуванні кор вивітрювання і зокрема, за рахунок польових шпатів. В результаті розмиву кор вивітрювання і диференціації осадочного матеріалу в процесі переносу формуються перевідкладені каолінітові глини більш однорідні, збагачені тонкодисперсною фракцією. Вони характерні переважно для континентальних умов, морське лужне середовище несприятливе для збереження каолініту. Каолінітові глини залягають малопотужними пластами та у формі лінз різної товщини.
Монтморилонітові глини – зустрічаються відносно рідко. Основні поклади монтморилонітових глин формуються за рахунок морського підводного хімічного розкладання вулканічного попелу (в процесі гальміролізу). Монтморилонітові глини залягають у вигляді пластів невеликої товщини – одиниці або десятки сантиметрів, рідше більше, але простягаються широко по площі.
Гідрослюдисті глинисті породи виникають найчастіше внаслідок перевідкладення раніше сформованих глинистих порід і мінералів разом з домішками тонкодисперсного уламкового матеріалу. Вони часто у вигляді домішок вміщають інші глинисті мінерали. Гідрослюдисті глинисті породи залягають у вигляді пластів різної товщини і лінз.
Полімінеральні глинисті породи мають найбільше поширення серед глинистих формувань. В їх складі мінерали, серед яких переважають гідрослюди. Ці породи виникають внаслідок перевідкладення продуктів механічного руйнування теригенних формувань, в тому числі глинистих і кори вивітрювання. Такі породи характерні для відкритих і внутрішніх континентальних морів.
Зі збільшенням глибини залягання глинистих порід склад глинистих мінералів спрощується, поступово зникають мінерали групи монтморилоніту і каолініту, зростає роль хлориту і різних модифікацій гідрослюд.
Глинисті породи можуть формуватись в різних фаціальних умовах, але переважно у водному середовищі.
За генезисом і фаціальними ознаками серед них виділяють морські, дельтові, лагуні, озерні, болотяні, річкові, заплавні. Найбільше поширення мають морські глинисті породи. Практичне значення глинистих порід наведене в лабораторній роботі №2 при характеристиці уламкових порід.
ПИТАННЯ ДЛЯ САМОПЕРЕВІРКИ
1. Які породи називаються глинистими?
2. На які три групи поділяються глинисті породи?
3. Який мінеральний і хімічний склад глинистих порід?
4. Як проводиться мікроскопічне вивчення глинистих порід?
5. Які фізико-хімічні властивості характерні для різних за мінеральним складом глинистих порід?
6. За якими оптичними властивостями визначаються різні за мінеральним складом глинисті породи?
7. В яких фаціальних умовах формуються глинисті породи?
8. Яке практичне значення мають глинисті породи?
ЛЕКЦІЯ №13
КАРБОНАТНІ ПОРОДИ
Карбонатні породи після глинистих і піщано-алевролітових належать до найбільше поширених. Вони складають 15-20% від загальної маси осадочних порід.
Головними мінералами серед них є кальцит (СаСО3) і доломіт [CaMg](Co3)2, які складають породу більше, ніж на 50%. Крім того, в значних кількостях у породах можуть бути присутні арагоніт, магнезит, сидерит, а також глинистий матеріал, уламкові зерна піщаної та алевритової фракцій, обвуглена органічна речовина, аутигенний кварц і халцедон, оксиди і сульфіди заліза, сульфати та інші компоненти.
Найбільше поширення серед карбонатних порід мають вапняки, доломіти, крейда, мергелі і змішані вапняково-доломітові породи.
Одна із класифікацій карбонатних порід наведена в таблиці 13.1.
Вапняки – найбільше поширені карбонатні, головним компонентом яких є кальцит. Домішками у вапняках можуть бути доломіт, магнезит, глини, піщаний матеріал та інші.
Забарвлення вапняків різноманітне, але переважають світло-сірі, майже білі кольори з жовтим, бурим, темним відтінками.
Структура порід визначається їх генезисом і з огляду на це виділяють органогенні, біоморфні, детритові, шламові, зернисті, уламкові та інші структури.
Текстури у вапняків різноманітні. Первинні структури – стилолітові, сутурні і досить рідко – фунтикові.
За фізичними властивостями вапняки бувають дуже міцні, щільні і, навпаки, слабоміцні, пористі, нещільні.
За генетичними ознаками виділяють три підгрупи вапняків біогенні, хемогенні та уламкові.
Біогенні (органогенні) вапняки мають широке розповсюдження., починаючи з палеозойського періоду. Вони складаються більше ніж на ___% з кальцитових, рідше
Таблиця 13.1 – Класифікація карбонатних порід (за С.Г. Вишняковим)
| Вміст CaMg(CO3), % | Порода ряду доломіт-вапняк | Вміст CaCO3, % | Порода ряду вапняк-глина | Вміст глини, % |
| 0-5 | Вапняк | 95-100 | Вапняк | 0-5 |
| 5-25 | Вапняк доломітистий | 75-95 | Вапняк глинистий | 5-25 |
| 25-50 | Вапняк доломітовий | 50-75 | Мергель | 25-50 |
| 50-75 | Доломіт вапняковий | 25-50 | Мергель глинистий | 50-75 |
| 75-95 | Доломіт вапняковистий | 5-25 | Глина вапняковиста | 75-95 |
| 95-100 | Доломіт | 0-5 | Глина | 95-100 |
арагонітових черепашок, закам’янілих водоростей, складених кальцитом. Крім того, у вапняках присутній значний вміст хемогенного кальциту, а також уламковий та глинистий матеріал, органічні речовини.
У складі біоморфних вапняків спостерігаються добре збережені черепашки та інші організми зцементовані кальцитом різної структури. Розмір органічних залишків від часток міліметра (форамініфери, остракоди) до декілька сантиметрів (гастроподи, пелециподи інші). Крупні залишки фауни легко виявляються візуально, а дрібні – точно описуються під мікроскопом. За видовим складом організмів встановлюють назву біоморфних вапняків, наприклад, коралові вапняки та інші. Якщо в породі присутні декілька видів фауни у значній кількості, то вона носить подвійну назву, наприклад: гастроподовофорамініферовий вапняк, підкреслюючи при цьому перевагу форамініфер. Структура таких вапняків органогенна, прирівняна до уламкових порід залежно від розміру органічних решток, наприклад, органогенна псефітова, псамітова і т. д., текстури – масивні, шаруваті.
Біогенно-уламкові (органогенно-уламкові) вапняки – це породи, які складені уламками та осколками черепашок та інших скелетних організмів, зцементованих хемогенним каль цитом. Структура порід від грубо- та крупно- до тонкозернистої органогенної. Розмір зерен цементуючого кальциту зростає з глибиною за рахунок його перекристалізації від мілкозернистого до крупнозернистого. Ступінь подрібнення мінеральних органогенних решток різний, тому їх поділяють на дві підгрупи: детритові, складені уламками >0,1 мм, і шламові, складені уламками, дрібнішими 0,1 мм. За детритом інколи можна встановити видовий склад організмів, а за органогенним шламом цього практично зробити не можна.
Біогенно-уламкові карбонатні породи утворюються за рахунок матеріалу перенесеного течіями і хвилями, тому уламки скелетних організмів розміщені часто орієнтовано і структури в них шаруваті.
Умови залягання
Біогенні вапняки залягають у формі пластів, лінз, а також у вигляді специфічних тіл, характерних тільки для даного типу вапняків – у формі рифових споруд, побудованих скелетними кальцитовими залишками переважно бентоносних колоніальних організмів – коралів, моховаток, строматопор та ін. У рифових спорудах зустрічаються також залишки брахіопод, пелеципод, їжакових, синьо-зелених водоростей та інших організмів. Рифові споруди мають значні розміри у плані – від одиниць до декількох сотень квадратних кілометрів і простягаються у прибережній зоні морів та океанів на тисячі кілометрів (великий Бар’єрний риф біля берегів Австралії).
Хемогенні вапняки складаються більше ніж на 50% з хемогенного кальциту, хоча вони і можуть вміщати значну кількість кальцитової та органічної фауни і флори. В хемогенних вапняках може бути також присутній у вигляді домішок піщаний, глинистий та алевритовий матеріал і обвуглена тонкодисперсна органічна речовина. Забарвлення хемогенних вапняків переважно світло-сіро-жовте, що визначається наявністю розсіяних сульфідів та оксидів заліза та обвугленої органічної речовини.
Для хемогенних вапняків характерна мікрозерниста (пелітоморфна) структура, яка формується на стадії діагенезу і особливо метагенезу, при зануренні на значні глибини в процесі кристалізації стає більш грубозернистою, мармуровидною. Досить поширеною серед хемогенних вапняків є і оолітова структура.
Ооліти це кулькоподібні або еліпсоподібні формування розміром від 0,1 до 1,0 мм, інколи крупніші, які мають концентричні зрізи і складаються з кальциту. У центрі оолітів можуть знаходитись уламкові піщані або алевритові зерна мінералів, уламки черепашок та згустки пелітоморфного кальциту. В назві вапняків відображається їхня структура, наприклад: вапняк оолітовий, пелітоморфний і т. д.
Текстури хемогенних вапняків переважно пластові шаруваті, рідше масивні.
Уламкові вапняки складені на 50%і більше з уламків вапняків більш давнього віку різного ступеня обкачування. Крім того, в них часто присутні уламки фауни зі слідами транспортування, піщаний, алевритовий та глинистий матеріал різного розміру. Всі компоненти породи цементуються кальцитом.
За розміром уламків виділяють вапнякові конгломерати, брекчії, пісковики, алеврити. Американські вчені називають породи, складені уламками вапняків розміром 0,06-2 мм і зцементовані калькаренітами.
Структури уламкових вапнякових порід визначаються розмірами уламків аналогічно уламковим породам (псефітові, псамітові, змішані). Текстури переважно масивні, шаруваті.
Уламкові вапняки зустрічаються у формі пластових і лінзовидних тіл серед карбонатних порід кам’яновугільного, крейдяного та палеогенового віку багатьох регіонів (Передуральський прогин, Прикаспійська западина, Крим, тощо).
Крейда – це карбонатна порода, яка поширена виключно у верхньокрейдяних відкладах. В речовинному складі крейди головна роль належить залишкам вапнякових джгутикових водоростей – коколітофоридам, які займають 70-80% усієї маси породи. Коколіти мають різну форму (пластинки, диски, трубочки) і є досить дрібними (0,002-0,025). Вони розпізнаються тільки під мікроскопом при схрещених ніколях при збільшенні в 300-400 разів, завдяки характерному малюнку. Найкраще розпізнаються коколіти за допомогою електронного мікроскопа при збільшенні в 1200 разів і більше.
Крім коколітофорид, у крейді нерідко зустрічаються черепашки форамініфер, гастропод, пелеципод, значний вміст хемогенного кальциту і незначна кількість теригенного матеріалу.
Структура крейди пелітоморфна, текстура масивна, рідко шарувата. Г.І. Бушинський вважає, що шаруватість у крейді практично відсутня тому, що вона інтенсивно переробляється мулоїдами.
Забарвлення крейди біле, інколи з сіруватим або буруватим відтінком. Крейда м’яка, дуже пориста (40-50%) і в сухому вигляді дуже добре всмоктує воду. Порода інтенсивно реагує з соляною кислотою досить слабкої концентрації. На глибинах 200-2500 м крейда поступово перекристалізовується і переходить у щільні тонкозернисті вапняки.
Доломіти мають широке розповсюдження серед осадочних порід, особливо серед домезозойських відкладів. Головним мінералом у них є доломіт – CaMg(CO3), який складає більше ніж 50% породи.
Крім доломіту, в породі часто присутній кальцит, ангідрид, гіпс, сульфіди заліза, глинистий та уламковий матеріал.
Залежно від кількісних співвідношень головних компонентів у породі розрізняють доломіти, доломіти вапняковисті, доломіти вапнякові. Забарвлення доломітів переважно світле, сірувато-жовте, голубувато-сіре, зеленувато-сіре, зустрічаються і більш темні різновиди, як наприклад, коричнево-чорні і бурі нафтонасичені доломіти.
Доломіти – породи переважно міцні, низькопористі, тріщинуваті. Доломіти реагують у порошку з соляною кислотою, що дає змогу відрізняти за цією реакцією доломіти від вапняків.
За генезисом доломіти поділяються на хемогенні, біогенні та уламкові. Найбільш поширені доломіти від вапняків.
Хемогенні доломіти складаються переважно із мінералу доломіту з домішками гіпсу, ангідриту, кальциту, глин, вторинного кварцу, халцедону та обвуглених органічних решток. Породи досить однорідні за зовнішніми ознаками, з зернистою структурою. Доломіти, що сформувались на стадії седиментогенезу, мають тонкозернисту (пелітоморфну) або оолітову структуру. Доломіти, на стадії діагенезу і на більш пізніх стадіях ката- і метагенезу, мають більш крупнозернисту та нерівномірнозернисту структуру.
Хемогенні доломіти залягають у вигляді пластів і лінз, тіл неправильної форми і мінливої товщини. Текстура у них масивна або шарувата.
Біогенні доломіти – мало поширені породи. Найбільш поширеними серед них є водоростеві доломіти рифейського віку, представлені строматолітовими різновидами, які поступово зникають у палеозойських відкладах. Строматолітові доломіти утворюють споруди, які виникли на мілководді в результаті життєдіяльності синьо-зелених та інших водоростей. Структура порід мікро- і тонкозерниста, текстура – тонкошарувата, пологохвиляста.
Уламкові доломіти мають обмежене локальне поширення. Вони складаються з уламків більш давніх доломітових порід, різного розміру і ступеня обкочування, зцементованих доломітом.
Уламкові доломіти зустрічаються переважно в палеозойських відкладах, в мезозойських досить рідко, що пояснюється обмеженими процесами седиментогенного доломітоутворення у більш пізній час.
Мергелі – це породи, які займають проміжне місце між вапняками і глинами. У складі мергелів є кальцит і глинистий матеріал приблизно у рівних співвідношеннях. Як правило, до складу мергелів входить тонкодисперсна органічна речовина, залишки кальцитових черепашок, коколітофорид, сульфідів та оксидів заліза, піску та алевриту в кількості до 10%, інколи більше.
Для мергелів характерне сіре забарвлення з голубуватим, жовтуватим і зеленуватим відтінками, що обумовлюється наявністю в їх складі різних домішок. Структура мергелів пелітоморфна, алевропелітова, псамопелітова і ін., текстура масивна або шарувата. Мергелі залягають переважно у вигляді пластових тіл різної товщини.
Генезис карбонатних тіл
Карбонатні породи формуються переважно в морському та океанічному середовищі, за виключенням вапнякових туфів (травертин). Біогенні вапняки формуються з кальцитових та аргонітових продуктів життєдіяльності організмів та мікрозернистого кальциту, який утворився хімічним шляхом або при подрібненні залишків фауни або флори. Біоморфні вапняки з добре збереженим скелетом фауни формуються в спокійному морському середовищі, на помірній глибині. Товстостінні черепашки молюсків, брахіопод і подібних до них організмів утворюють устричні банки в умовах активної аерації води на мілководді.
Біогенно-уламкові вапняки формуються в умовах активної гідродинаміки під впливом течій і хвиль, у результаті чого скелетні організми подрібнюються, переносяться разом з вапняковим мулом і захоронюються. Якщо залишки фауни знаходяться без хемогенного кальциту, то утворюються вапняки – ракушняки. Біогенно-уламкові вапняки можуть формуватись і при змішуванні зі значною кількістю теригенного матеріалу.
Формування біоморфних вапняків і рифових споруд відбувається в умовах чистих і теплих морських вод, при дуже низькому надходженні уламкового і глинистого матеріалу.
Хемогенні вапняки утворюються в морських, океанічних і континентальних водоймах, в яких кальцит виділяється у тверду фазу при взаємодії кальцію та вугільної кислоти на стадії седиментогенезу внаслідок гальміролізу або на стадії діагенезу, при взаємодії з навколишнім середовищем, тонкозернистий кальцит випадає в осадок в обстановці спокійної гідродинаміки, коли не відбувається його скаламучування.
Оолітові вапняки формуються, навпаки, в умовах рухомого середовища внаслідок відкладання тонких плівок кальциту навколо уламкових, хемогенних і біогенних частинок розміром менше 0,05 мм, які знаходяться у завислому стані або в самому осадку. Коли ооліти досягають певного розміру, вони закріпляються в осадку і цементують мікрозернистим кальцитом.
Уламкові вапняки формуються в умовах активної гідродинаміки з уламків вапняків різного розміру та обкочування. Такі уламки виникають при механічному руйнуванні прибережних скель та островів, складених карбонатними породами. Завдяки тривалому транспортуванню уламковий матеріал сортується за розміром та обкочується. Карбонатні уламкові породи механічно і хімічно нестійкі, тому вони накопичуються поблизу джерел зносу на невеликих глибинах у зонах неглибокого шельфу. Крейда сформувалась в обширних епіконтинентальних морських водоймах з рівним рельєфом прилеглої суші, що обумовило постування в басейн невеликої кількості теригенного матеріалу з прибережної зони. У внутрішній зоні басейну відкладались кальцитові планктонні водорості – коколітофориди, які мають широке розповсюдження і в сучасних морях та океанах. Вважають, що коколітові осадки накопичувались на глибинах не більше 500 м.
Доломіти мають різний генезис – седиментогенні, діагенетичні і катагенетичні. Седиментогенні доломіти сформувались у басейнах з підвищеним вмістом рН і солоності, не виключено, що за умови високого вмісту кальцію і магнію доломіт випадає в осадок і при низькій солоності. Тепла морська вода, мілководдя сприяють формуванню органогенних строматолітових доломітів, а рухоме середовище – оолітових доломітів.
Діагенетичні доломіти формуються при взаємодії вапнякового мулу з морською водою, яка вміщує натрій. На стадії катагенезу формуються катагенетичні (вторинні) доломіти внаслідок взаємодії вапняків з пластовими водами, які вміщують магній.
Мергелі утворилися в морях, лагунах, внутрішньоконтинентальних водоймах при одночасному осіданні глинистого і карбонатного матеріалу приблизно у рівних співвідношеннях.
Практичне значення
Карбонатні породи мають велике практичне значення. Вапняки і доломіти є дуже добрими колекторами нафти і газу, з ними пов’язані крупні родовища вуглеводнів. Вапняки використовують для виробництва цементу, в якості флюсу при виплавці металів, для виготовлення соди, для вапнякування ґрунту в сільському господарстві, будівництві. Крейда застосовується для виготовлення білої фарби, при виробництві паперу, в будівництві. Мергелі використовують переважно для виробництва цементу. Доломіти використовують як вогнетривкий матеріал у металургії, у скляній і керамічній промисловості, при виробництві магнезіального цементу.
ПИТАННЯ ДЛЯ САМОПЕРЕВІРКИ
1 Дайте визначення, які карбонатні породи називаються біогенними і хемогенними.
2 Приведіть класифікацію карбонатних порід і характеристику головних типів порід.
3 Охарактеризуйте вапняки, доломіти, крейду за їх речовинним складом, структурами і текстурами.
4 Розкажіть про морфологію і генезис органічних тіл, складених карбонатними породами.
5 Які особливості карбонатних порід необхідно знати при вивченні їх під мікроскопом?
6 Яке практичне значення мають карбонатні породи?
ЛЕКЦІЯ №14
|
| Поделиться: |
