Главные и переходные типы сиаллитов




Главная
Новости
Строительство
Ремонт
Дизайн и интерьер
Строительная теплофизика
Прочность сплавов
Основания и фундаменты
Осадочные породы
Прочность дорог
Минералогия глин
Краны башенные
Справочник токаря
Цементный бетон




13.07.2017


13.07.2017


13.07.2017


13.07.2017


13.07.2017


13.07.2017


13.07.2017


13.07.2017


13.07.2017


13.07.2017





Яндекс.Метрика
         » » Главные и переходные типы сиаллитов

Главные и переходные типы сиаллитов

05.09.2017


В составе сиаллитных пород выделяются грано- и кластоморфное семейства. Породы граноморфного типа разделяются на большое количество групп разного минералогического состава (табл. V.2).
Отметим, что глинистые продукты, образовавшиеся на месте (без существенного перемещения), в петрографии осадочных пород обычно обособляются от кластоморфных разностей. Первые из них часто называются первичными, а вторые — вторичными. Вместе с тем они имеют один и тот же минералогический состав, различаясь элементами структур. Так, в граноморфных глинах имеются реликты метасоматически замещенных минералов исходных пород, отсутствующих в кластоморфном типе. Граноморфным глинам следует дать другое название, например аутоглины, тогда как кластоморфные могут именоваться аллоглинами.

Аутоглины каолинитового и галлуазитового состава — распространенные члены разрезов продуктов выветривания — образуют отдельные неправильные тела и горизонты мощностью в десятки метров. Породы этого типа обычно светлоокрашены (буроватые, красноватые), как правило, связаны с примесью гидроокислов железа. Структура глинистого вещества коллоидно-агрегативная, микроскопически часто изотропная. В общей пелитоморфной массе могут встречаться червеподобные агрегаты кристалллов каолинита. Характерные элементы структуры — псевдоморфозы глинистого компонента по кристаллам материнских пород (полевые шпаты, реже слюды, амфиболы, пироксены) (рис. V.1). Кроме того, каолинит совершенной кристаллической структуры выполняет пустоты и трещины. Примесь других глинистых минералов (гидрослюда, монтмориллонит, смешанослойные) обычно незначительна. В качестве примесей также отмечаются реликтовые минералы, устойчивые к процессам выветривания. К ним относятся циркон, рутил, турмалин, ильменит, кварц, реже микроклин, слюды.

Уплотненные разности каолинитовых глин относятся к аргиллитам. Кроме увеличения удельного веса и плотности, в них наблюдается несколько лучшая раскристаллизованность каолинита, растет количество гидрослюды. Своеобразными продуктами изменения каолинитовых пород являются пирофиллитовые и хлоритоидные сланцы, относящиеся, как правило, к осадочно-метаморфическим и метаморфическим породам.
Кроме основных петрографических типов, в рассматриваемой группе выделяются сложные разности, представленные каолинит-галлуазитовыми глинами и пирофиллит-каолинитовыми породами (сланцами).
Монтмориллонитовые глины, продукты изменения изверженных и метаморфических пород основного и ультраосновного ряда характеризуются значительными вариациями цвета (от светло-серого до различных оттенков голубого, розового, желтого, зеленого и др.). Основные минералы в этих породах — монтмориллонит и его алюминиевые (бейделлит), магниевые (сапонит, армагосит), литий-магниевые (гекторит) и другие разновидности.
Рассматриваемые глины обладают пелитоморфной скрытокристаллической структурой; они агрегативно-поляризующие, иногда видны мелкие чешуйки и волоконца, замещающие реликты минералов и пепловые частицы. Породы разбухают в воде, часто дают устойчивые суспензии.
Существует много местных названий монтмориллонитовых глин: бентониты, сукновальные, отбеливающие глины, фуллерова земля, асканит, гумбрин, огланлит, гулябы, кил, нальчикит и др. Они различаются физическими свойствами, что связано с наличием минералов-примесей. Такими примесями обычно являются другие глинистые минералы (каолинит, гидрослюда), реликтовые образования (пепловые частицы), а также кальцит, гипс, опал, аутигенные халцедон, кварц и др.
Нонтронитовые глины, связанные с корами выветривания, имеют желто- и темно-зеленый — черный цвет. Они различаются воскообразным, колломорфным видом. В шлифах наблюдаются комбинации участков агрегативно-поляризующих пелитоморфных, хлопьевидного и волокнисто-чешуйчатого строения. Минералами-примесями в нонтронитовых глинах являются реликтовые частицы (оливин, серпентин, хризотил и др.) и новообразования (опал, кварц, гидроокислы железа).
Нонтронито-монтмориллонитовые и монтмориллонит-нонтронитовые глины относятся к сложным типам, обладая свойствами, переходными между основными типами.
Палыгорскитовые и сепиолитовые глины известны как продукты изменения вулканических и вулканокластических пород в субаэральных и подводных условиях. Они представлены светло-серыми, тонкодисперсными, дающими коллоидоподобные суспензии породами, иногда с неясной горизонтальной слойчатостью. Микроструктура сетчатая, спутанно-волокнистая. В глинистой фракции преобладают палыгорскит, сепиолит, присутствуют смешанослойные минералы (монтмориллонит-гидрослюда, монтмориллонит-хлорит), иногда аттапульгит и каолинит. Для тонкодисперсной и более грубых составляющих характерны кварц, кристобалит, реликтовые частицы вулканического стекла, иногда карбонаты, полевые шпаты и т. д.
Гидрослюдистые глины и аргиллиты могут быть как продуктами выветривания, так и образованиями за счет постседиментационного изменения глин другого состава. Глины кор выветривания, наиболее частые разности которых образуются при выветривании филитов и глинистых сланцев, тонкодисперсные, имеют пелитоморфпую или волокнистую структуру. Реликтовыми компонетами в глинах этого типа обычно являются слюды, оглеенные остатки растительного детрита, а также минералы-примеси исходных пород. Из глинистых минералов обычны монтмориллонит, хлорит, каолинит, смешанослойные образования.
Уплотнение гидрослюдистых глин сопровождается потерей воды, сокращением пористости и увеличением удельного веса, приводит к образованию гидрослюдистых аргиллитов, а затем гидрослюдистых сланцев. Последние также могут возникать путем изменения других типов аутоглинистых и кластоглинистых пород (каолинитовых, монтмориллонитовых и сложных глин). В сланцах наблюдается укрупнение и совершенствование кристаллической структуры гидрослюды, появление лепидобластовых структур, сланцеватости. Следующая стадия их изменения — филлиты. Для сланцев, возникших из обломочных глин, характерно присутствие остаточных терригенного кварцевого, полевошпатового, слюдистого материала, графитизации за счет органического вещества, реликтовой слойчатости.
Глауконитовые породы сложены микрозернистыми агрегатами зеленого глауконита. Размеры глауконитовых агрегатов варьируют от микро-до мелкозернистых. Минералы-примеси в этих породах — опал, халцедон, карбонаты, фосфаты, глинистые образования, обломочный кварц и др.
Хлоритовые породы представлены несколькими разновидностями по составу породообразующих минералов. Выделяются глинистые разности, распространенные как продукты выветривания основных и ультраосновных изверженных и метаморфических пород, и породы, ассоциирующиеся с боксито-железоносными отложениями. Первая разновидность сложена магнезиальными хлоритами пластинчатой, радиально-лучистой или колломорфной структуры. Нередко видны агрегаты хлоритового вещества, замещающие пироксены, амфиболы, реже плагиоклазы. Акцессорными минералами в этих разновидностях являются реликтовые образования материнских пород.
В бокситовых и железорудных толщах распространены хлоритовые породы, сложенные шамозитом и другими железистыми минералами. Породы этого типа подразделяются на зернистую и оолитовую разновидности, связанные постепенными переходами. Зернистая разновидность характеризуется сгустковой, пленочной, пластинчатой и чешуйчатой структурами. Кроме того, в переменном количестве (до 30%) могут присутствовать хлоритовые оолиты. В качестве примесей наблюдаются бурожелезняковые сгустки и оолиты, глауконит, карбонаты, фосфаты, обломочный материал. Оолитовые разновидности состоят в основном из скоплений хлоритовых оолитов, пизолитов, реже сферолитов (рис. V.2). Нередко сферолитовые текстуры наблюдаются в оолитах. Зернистый хлорит в этих породах представляет собой цемент, имеющий пленочную или поровую структуры. Характер примесей этой разновидности аналогичен акцессориям в зернистых породах.

Хлоритовые аргиллиты и сланцы — продукты уплотнения и перекристаллизации глин как хлоритового, так и более сложного состава. Они отличаются более совершенной структурой хлоритовых минералов, укрупнением размеров отдельных кристаллов, появлением их четкой ориентировки, сокращением количества железа.
Вермикулитовые породы формируют заметные скопления в корах выветривания слюдистых сланцев. Они представлены зернисто-чешуйчатыми формами желто-золотистого вермикулита, варьируюющего по размерам от долей миллиметров до десятков сантиметров. Такая неравномерная зернистость является одной из характерных особенностей вермикулитовых пород. Примеси обычно присутствуют в глинистых фракциях и представлены сапонитом, гидрохлоритом и сунгулитом. Среди реликтовых минералов обычно преобладает флогопит. Смешанные породы представлены сунгулито-вермикулитовыми и вермикулит-гидрофлогопитовым типами.
Глины, сложенные аллофаном, известны в корах выветривания и районах вулканической или гидротермальной деятельности, образуют прослои, корки, неправильной формы сгустки. Они имеют белый цвет (с оттенками голубого, зеленого, бурого), гелевидную структуру. Никелиевые разности называются айдерлитовыми. В качестве примесей отмечаются минералы вмещающих пород, гидроокислы железа, опал, соединения никеля, алюминия и т. д.
Морденитовые породы встречаются в современных и сравнительно молодых мел-палеогено-неогеновых отложениях. Морденит в виде мелких кристалликов и их сростков присутствует в опоках, диатомитах, глинистых, опал-глинистых и мергелистых породах, иногда образует разных размеров (до 2—5 см) обособленные скопления неправильной формы, которые выделяются светлыми пятнами на более темном фоне пород. Эти породы окрашены в зеленовато-серые и серые цвета. В качестве примесей с морденитом отмечаются кальцит, глауконит, опал, халцедон, пирит, курскит, франколит, окисные соединения марганца и другие цеолиты — клиноптилолит, гейландит, филлипсит и др.
Породы гейландитового состава имеют серый цвет с желтоватыми, зеленоватыми и розоватыми оттенками. Строение основной массы породы пелитоморфное, участками в крупных пустотках гейландит образует друзовидные сростки в виде щеток шеетоватых кристаллов таблитчатых и призматических форм. Зерна гейландита выделяются буроватой окраской за счет поверхностной пленки из гидроокислов железа. Иногда основная масса гейландитовой породы из-за неравномерной раскристаллизации принимает петельчатую структуру с обособленными участками, сложенными более крупными зернами гейландита или колломорфными сгустками монтмориллонита. Нередко гейландит совместно с халцедоном образует микростяжения, внутренняя часть которых состоит из гейландита, а внешняя оболочка — из халцедона. Примесь представлена другими цеолитами, монтмориллонитом, гидрослюдой, кальцитом, обломками кварца и полевых шпатов, пластинками слюд.
Клиноптилолитовые породы по внешнему виду напоминают аргиллит. Чаще всего они окрашены в зеленовато-, желтовато-, голубовато-серый и серый цвета. Основная масса породы сложена тонкодисперсным веществом с низким двупреломлением и точечной поляризацией. В более раскристаллизованных участках породы вместо пелитоморфной структуры просматривается четкое зернистое строение (рис. V.3). Местами могут встречаться микрожеодки с гейландитом. В качестве примеси отмечается песчано-алевритовый материал, представленный кварцем, полевыми шпатами, пластинками слюд. Иногда присутствует кальцит. Биотит большей частью аморфизирован и образует буроватые пелитоморфные сгустки.
Породы, сложенные филлипситом, значительно распространены в современных океанических осадках и осадках соленых озер, а также встречаются в засоленных почвах. Это тонко- и мелкокристаллические породы серой окраски с оттенками различного цвета. Мономинеральные разности пород наблюдаются редко. Большей частью с филлипситом ассоциируют клиноптилолит, анальцим, калиевый полевой шпат, содовые минералы и др. Филлипситовые породы образуют тонкие прослойки, линзы, чередующиеся с глинистыми, опало- и карбонато-глинистыми прослойками. В пелагических илах океанов иногда отмечается интенсивное замещение филлипситом раковин фораминифер.
Анальцимовые породы окрашены в зеленовато-, желтовато-серые, красновато-бурые и пестрые цвета, часто со светлыми пятнами и белой крапчатостью. По внешнему облику это аргиллито- и алевритоподобные породы, иногда грубообломочные породы брекчиевидного облика. Основная масса породы сложена изотропным веществом, до 90% представленным мелко- и тонкозернистым анальцимом. Местами анальцим образует округлые, радиально-лучистые глобули или более крупные зерна неправильной формы. Размер глобулей 0,5 мм в диаметре. В жеодах кристаллы анальцима обрастают стенки полостей, центральные части которых заняты карбонатами или сульфатами. Кристаллы достигают размеров до нескольких миллиметров и более.

Анальцимовые породы образуют пласты и прослойки мощностью от нескольких сантиметров до 6 м и более.
В качестве примеси могут присутствовать монтмориллонит, хлорит, гидрослюда, кварц, полевой шпат, кальцит, доломит, гипс, ангидрит и другие минеральные виды цеолитов.
Иногда в анальцимовых породах встречаются скопления ратовкита в виде точечных включений фиолетового цвета, рассеянных в промежутках между зернами анальцима. Значительно реже отмечаются поровые выделения барита и целестина, которые постоянно ассоциируют с гипсом и ангидритом.
Ломонтитовые породы распространены в виде прослоев и конкреций, залегающих среди аргиллитов и алевролитов. Для них характерно тонкозернистое строение. Состав примесей контролируется вмещающими породами.
Цеолитовым породам свойственны сложные типы: гейландит-клиноптилолитовые, анальцим-гейландитовые (рис. V.4), анальцим-морденитовые и др. В них отмечается присутствие более редко встречающихся цеолитов (натролита, десмина и др.).
Промежуточные типы граноморфных пород представлены брекчированными глинами и аргиллитами, измененными туфами (рис. V.5 и V.6),; цеолитовыми породами, содержащими реликтовый пепловый материал, а также своеобразными гидрослюдисто-глауконитовыми породами, в которых микроагрегативные зерна цементируются глинистым, часто гидрослюдистым веществом, несущим следы кластоморфных структур (табл. V.3).

Кратко рассмотрим переходные типы граноморфных пород (табл. V.4). Здесь прежде всего следует указать на существование каолинитовых и гидрослюдистых глин, содержащих ту или иную примесь гидроокислов алюминия (обычно гиббсита или алюмогеля). В эту ассоциацию попадают и латериты — породы, содержащие, кроме глинистого и глиноземистого вещества, еще гидроокислы и окислы железа.
Наиболее распространены в качестве переходных типов кремнистые глины или пеликаниты, глауконитовые породы с опаловым цементом, а также опал-аллофановые петротипы. Пеликаниты представляют собой опал-кварцево-каолинитовый тонкозернистый агрегат, в котором могут встречаться реликты или псевдоморфозы полевых шпатов. Второй тип характеризуется преобладанием микроагрегативных зерен глауконита, погруженных в базальный цемент опалового состава (рис. V.7). Как примесь в породе встречаются обломки кварца и редкие чешуи рыб. Опал (и рентгеновски доказываемый кристобалит) нередко «разъедает» зерна глауконита и кварца. Третий тип представлен опал-аллофановой глиной, отличающейся тонким срастанием кремнистого и алюмосиликатного субстрата.

Разнообразны глинистые породы с гидроокислами и окислами железа. Наиболее часто встречаются железистые каолинитовые, монтмориллонитовые, хлоритовые и вермикулитовые типы, причем гетит и гематит образуют с глинистым веществом (каолинит, монтмориллонит) тонкие сростки. Хлоритовые и глауконитовые породы могут содержать железоокисные соединения как в виде обособленных бобовин и оолитов, так и в форме продуктов окисления хлоритового и глауконитового вещества.


Фосфатосодержащие граноморфные породы встречаются сравнительно редко. Здесь можно отметить фосфато-глинистый и фосфато-глауконитовый типы. В первом случае тонкораспыленный фосфат приурочен к глинистым продуктам выветривания фосфоритов и фосфатизированных карбонатных пород. Кроме фосфатных (обычно кальциевых) минералов, в них отмечаются гидроокислы железа, реликтовые минералы выветривающихся пород. Ассоциации фосфатов с глауконитом наблюдаются в двух разновидностях. Во-первых, фосфат кальция (как правило, оптически изотропный) является цементом. В этих породах распространены обломки кварца, реже цеолиты, гидроокислы железа. Вторая разновидность известна в железорудных толщах и представлена глауконитовой породой с вивианито-керченитовым, часто пойкилитовым цементом. Как примесь в этих породах распространены обломки кварца, бурожелезняковые бобовины и оолиты.
Переходные типы с участием карбонатных минералов связаны главным образом с монтмориллонитовыми, глауконитовыми и цеолитовыми разностями. Монтмориллонитовые глины, являющиеся продуктами выветривания карбонатных пород, содержат ту или иную примесь карбонатного (кальцит, доломит) материала. Известны известковистые глауконитовые породы.
Цеолитовые породы образуют переходные типы с самыми разнообразными по составу и происхождению образованиями.

Цеолиты присутствуют в бокситовых породах. В Североонежском районе, например, они (анальцим, филлипсит, энистильбит) встречены в промышленных бокситах и в пятнистых бокситовых породах, где образуют каемки вокруг псевдоолитов, сложенных бемитом, или же отмечаются в виде обособленных выделений на фоне красновато-коричневой глинисто-бокситовой массы. В мезозойских бокситовых рудах установлено присутствие гейландита и гармотома. Они выполняют трещинки и поры в боксите, вместе с баритом и сидеритом образуют гнездовидные выделения с друзами цеолитов. В палеозойских бокситах Северо-Уральского месторождения присутствуют шабазит, филлипсит и феррьерит. Вместе с ними постоянно ассоциирует кальцит. Железоокисные породы содержат ломонтит и анальцим, которые образуют цементирующий компонент, а также выполняют пустоты. В фосфоритах платформенного типа известны многочисленные скопления кристалликов морденита, ломонтита, гейлапдита и др.

Многие цеолиты встречаются в карбонатных и сульфатных породах. Отличительная особенность такого сочетания — широкое развитие идиоморфизма цеолитов. Значительно чаще, чем в породах промежуточного типа, встречаются правильные кристаллики, которые рассеяны в породе или же образуют друзевидные сростки. Чаще других цеолитов в карбонатных породах наблюдается анальцим, слагающий линзовидные гнезда с правильными додекаэдрическими кристаллами (рис. V.8). В сульфатных породах известны анальцим и гейландит, ассоциирующиеся с гипсом.
Следует отметить участие цеолитов в составе угленосных отложений, в которых они образуют сферолиты, конкреции и мелкие прослои.
Семейство кластоморфных пород объединяет псефитовые, псаммито-алевритовые и пелитовые группы (табл. V.5).
Основными петрографическими типами первой группы являются брекчии, валунники, галечники и гравийники. Среди брекчий известны туфобрекчии и осадочные брекчии. Первый тип представляет собой скопления неокатанных обломков лавы, эффузивов с примесью других пород, в том числе вулканических бомб, лапиллей и пеплового материала. Нелитифицированные бомбово-глыбовые брекчии крупнолапиллиевые (туфы крупнопсефитовые); мелколапиллиевые (мелкопсафитовые) туфы различаются по составу обломков (липаритовые, дацитовые, андезитовые, базальтовые и др.) и размерам.

Агломератовые туфы (агломераты) сложены грубыми (от 50 до 200 мм и более) пирокластическими обломками, обычно слагающими вулканическую постройку и прилегающие участки земной поверхности. Различают агломераты жерловые, шлаковые и др. Первые образуются как в жерле вулкана, так и у его подножия при вулканических извержениях и вследствие разрушения стенок кратера. Уплотнение и цементация жерловых агломератов под воздействием поствулканических процессов приводят к появлению граноморфного материала и упрочению этих пород, поэтому при размыве вулкана они часто остаются на месте в виде останцов. Шлаковые агломераты большей частью слагают постройку одноактовых извержений моногенных или эмбриональных вулканов и состоят из обломков пористого пирокластического материала. Иногда агломератовые туфы отмечаются на значительном удалении от очагов вулканической активности (несколько десятков километров). В таких случаях они большей частью сложены тефрогенным пирокластическим материалом, перенесенным грязевым потоком. Обломки в агломератовых туфах обычно угловатые, неокатанные, часто в виде вулканических бомб, иногда даже с наличием сплавленной поверхности типа «хлебной корки». Наряду с обломками пирокластического происхождения в них встречаются глыбы лавокластического материала.
Агломератовые туфы, образованные осадками временных потоков, обладают грубой слойчатостью, обусловленной изменением интенсивности вулканической деятельности.
Псефитовые туфы (лапиллиты) представлены обломками от 1 до 50 мм, сложенными пирокластическим материалом, состоящим преимущественно из литокластики со второстепенной ролью кристаллокластических и витрокластических обломочных фрагментов. При сильных извержениях псефитовая кластика слагает толщи значительной мощности на удаленных (до первой сотни километров) участках от центров вулканической активности. Петрографический состав обломочного материала отличается большим разнообразием и может состоять из базальтовых, андезитовых, липаритовых и других лавовых обломков, иногда с примесью кристаллов различных минералов и стекла соответствующего состава. Среди литоклаетического материала вместе с ювенильным материалом, представленным свежими неизмененными и пористыми обломками, встречаются уплотненные вторичными процессами угловатые обломки извержений более ранних стадий развития вулкана. Нередко отсутствуют обломки осадочных пород, вынесенные эксплозиями при разрушении стенок выводящих каналов, проходящих через осадочную толщу. Резургентные обломки, сложенные лавовыми образованиями предыдущих извержений и осадочными породами, большей частью несут корочки закала, обогащенные катионами и анионами, сорбированными из газовых эманаций во время извержений.
В случае механической переработки (истирание, окатывание) часть вулканокластического материала приобретает осадочный, терригенный облик. В этом случае отмечаются (если этого материала 10—50%) ортотуффиты, которые разделяются по размерам обломков (как и туфы).

Агломератовые туффиты (агломератиты) — редкие осадочно-пирокластические породы, состоящие из глыб и грубых фрагментов пирокластического материала и содержащие примесь хорошо окатанных обломков. Цемент неоднородный, представлен большей частью тонким пепловым и терригенным материалом, иногда с примесью хемогенного вещества.
Псефитовые туффиты (лапиллититы) широко распространены и занимают более удаленные от вулканических построек территории. В них, как и в агломератовых туфах, преобладает литокластический материал практически неокатанной формы. Увеличивается количество обломков кристаллов и стекол. Терригенно-осадочная примесь разнозернистая.
Вторичные изменения (хлоритизация, глинизация и др.) обусловливают появление промежуточных типов, среди которых можно выделить следующие разновидности (табл. V.6).
Осадочные брекчии рассматриваемого класса различаются также по составу и размерам. В отдельные петрографические типы выделяются брекчии, состоящие из обломков магматических, метаморфических и осадочных силикатных и алюмосиликатных пород. Как правило, пространственно тяготея к источнику материала, брекчии достаточно однородны по составу обломков. При переносе обломки быстро теряют остроугольные формы, переходя в псефитовые породы с обработанными обломками. По размерности осадочные брекчии имеют ту же номенклатуру, что и туфо-брекчии.
Классификация псефитовых неокатанных обломков такова:

При характеристике брекчий обычно обращается внимание на форму обломков, которая хорошо отражает структурно-текстурные особенности исходных пород. Так, обломки изверженных пород достаточно изометричны (глубинные и гипабиссальные представители), сланцев — остроугольные, уплощенные и т. д.
Валунники и галечники обычно более разнообразны по составу обломков, так как терригенная составляющая в них, как правило, испытывала транспортировку, что не исключало интеграцию материала из разных источников сноса. Название эти породы получают по преобладающим обломкам: базальтовые, гранитные, сланцевые, диоритобазальтовые, сланцево-базальто-гранитные и т. д. Породы сложного типа представлены сочетанием обломков разной степени окатанности и размеров: брекчий, валунов, галек, гравия.
Классификация псефитовых окатанных обломков по размерам такова:


Сложные типы псефитовых пород представлены большим разнообразием состава и структур рыхлых типов: брекчие-валунники и галечники, гравийные галечники и галечниковые валунники, в составе которых преобладают обломки алюмосиликатных пород. Примесь песчаного, алевритового и пелитового материала (также алюмосиликатного состава) позволяет выделять смешанные типы ( см. табл. V.5).
Большое разнообразие наблюдается в промежуточных типах. Это прежде всего относится к вулканокластическим псефитовым породам, которые цементируются цеолитовым, глинистым веществом, часть из которого замещают и сами обломки. He менее многочисленны переходные типы псефитовых пород. К ним относятся агломераты, туфы, конгломераты и гравелиты, сцементированные аллитовым, кремнистым (опаловым, халцедоново-кварцевым), железисто-марганцовистым, фосфатным, карбонатным, сульфатным (гипсовым и ангидритовым), галитовым, реже пиритовым, углитым или битумным веществом. В каждом случае наблюдается свой тип взаимоотношений между обломками и цементом, нередко проявляющийся в виде коррозии или замещения терригенных частиц.
В особый тип переходных пород выделяются псефиты, содержащие то или иное количество кварцевого обломочного материала. Такие типы имеют две разновидности: кварц или кремнистые породы присутствуют в обломках псефитовой размерности; песчано-алевритовые частицы кварца входят в состав цемента, обычно глинистого.
В группе псаммито-алевритовых пород в качестве основных типов различаются туфы, пески и алевриты.
Псаммитовые и алевритовые туфы весьма сходны по составу и другим петрографическим особенностям, поэтому они рассматриваются совместно. Эти типы пород занимают площади, измеряемые тысячами квадратных километров. Они характеризуются широким разнообразием как по вещественному составу, так и по фациальным условиям накопления. Именно этот гранулометрический класс пирокластических пород обладает наиболее типичными образцами петрографических разновидностей пирокластических пород, обусловленных длительной по времени эоловой дифференциацией и часто усиленной последующей сепарацией при осаждении в водной среде в конечном бассейне седиментации.
Литокластические туфы распространены преимущественно среди более крупнообломочных пирокластических накоплений. Они сложены обломками эффузивных пород со стекловатой базисной массой, шлаками, пемзой и образованиями типа «фьямме» (рис. V.9 и V.10). Иногда литокласты имеют рваные края, нередко с выступающими краями фенокристаллов. Резургентные литокласты отличаются от ювенильных наличием следов вторичных преобразований и опацитизационной каймы бурого цвета. Первичная пузыристость в последних заполняется минеральными новообразованиями нередко другого состава, чем продукты замещения основной массы. Обломки, представленные осадочными породами, также часто оплавлены и покрыты стекловатой пленкой, обладающей исключительной адсорбционной способностью, что проявляется в повышении содержания в ней различных элементов.

Кристаллокластические туфы обычно формируются в промежуточной зоне между площадями распространения литокластических и витрокластических туфов, так как в процессе воздушной сепарации обломки минералов и их кристаллов выпадают в основном после литокластического материала, за исключением слюдистых образований, осаждающихся совместно с наиболее легкой фракцией вулканических пеплов. По вещественному составу кристаллокластические туфы сложены основными породообразующими минералами излившихся вулканических пород с характерными для этих же пород акцессориями. Наиболее распространены среди кристаллокластов полевые шпаты (плагиоклазы, калишпаты), слюды, пироксены, амфиболы и др. По преобладающему содержанию породообразующих минералов или наиболее характерным акцессориям составляется название породы: ортоклазовый, биотитовый, авгитовый туф и др.
Пирокластические полевые шпаты чаще образуют идиоморфные кристаллы. Плагиоклазы иногда обладают зональным строением. Однако большей частью они бывают расколоты на обломки с неполной огранкой. Иногда встречаются удлиненные зерна полевых шпатов с полисинтетическими двойниками, расположенными поперек удлинения. Такие зерна надежно доказывают пирокластическое их происхождение, так как являются крайне непрочным образованием.
Кристаллокласты полевых шпатов нередко корродированы и несут следы растворения в виде заливообразных полостей, заполненных стекловатым веществом, а чаще всего продуктами его изменений — микрофельзитовой массой, глинистыми минералами, карбонатами и другими образованиями, нередко отличающимися по составу от цемента. Стекло или афанитовое микрокристаллическое вещество, захваченные из расплава во время извержения, могут сохраняться на кристаллах или обломочных зернах в осадке, придавая поверхности пузырчатое строение. Плагиоклазы основного состава обладают наименьшей химической устойчивостью, поэтому значительное количество их в породе (а тем более свежих или слабо измененных) также свидетельствует о вулканической природе. Именно благодаря неустойчивости основных плагиоклазов в поверхностных условиях исключается возможность их переотложения и они считаются индикатором одноциклического образования осадков. Среди кристаллокластов встречаются высокотемпературные калиевые полевые шпаты, такие как санидин, который свидетельствует о быстром остывании магматического расплава и почти не наблюдается в терригенных породах.
Высокое содержание темноцветных минералов — роговых обманок, пироксенов, а также обилие биотита при низком содержании мусковита — также свойственно пирокластическим образованиям, в частности, кристаллокластическим туфам.
Слойчатость в кристаллокластических туфах часто отсутствует. Однако последние нередко вместе с витрокластическими туфами образуют частое переслаивание, формируя так называемые ритмиты.
Витрокластические туфы занимают наибольшие площади распространения, так как являются одним из легчайших компонентов вулканических пеплов. Основой породообразующих составляющих в этих туфах является вулканическое стекло кислого, среднего или основного состава, в зависимости от состава исходного магматического расплава.
Стекловатые пирокластические частицы характеризуются самой разнообразной причудливой формой (трехлучевых рогулек, серпов, копий, капель и др.), образованной в результате дробления газонасыщенной пузыристой и разбрызгивания жидкой лавы во время эксплозий (рис. V.11). Неизмененное вулканическое стекло изотропно. Это свойство в сочетании со своеобразной формой является одним из наиболее ярко выраженных признаков пирокластического материала в породе. При преобладании в породе стекловатой массы формируется витрокластическая (пепловая) структура, которая сохраняется длительное время даже при значительных постседиментационных преобразованиях пепловых пород. В витрокластических туфах очень часто встречается биотит, образующий нередко крупные червеобразные агрегаты (стопки, пакеты). В качестве примеси могут присутствовать осколки кварца, полевых шпатов, темноцветные и рудные минералы.

Сложные типы псаммито-алевритовых туфов представлены разностями, в которых присутствуют лито-, витро- и кристаллокластические облом-k:i. Примесь обломочного силикатно-алюмосиликатного материала (преимущественно глинистых частиц) позволяет выделять смешанные типы — глинистые туфы.
Постседиментационные изменения, проявившиеся в цеолитизации, глинизации и полевошпатизации, являются основанием для выделения таких промежуточных типов, как цеолитизированные, монтмориллонитизированные, каолинитизированные, вермикулитизированные, палыгорскитизированные, хлоритизнрованные, альбитизированные и адуляритизированные туфы (рис. V.12 и V.13). В результате развития бокситизации, окремнения (окварцевание), ожелезнения, кальцитизации, давсонитизации и других изменений образуются переходные типы с классами аллитных, силицитных, железоокисных, карбонатных и других пород.
К переходным типам также относятся псаммитовые и алевритовые туффиты, содержащие 10—50% непеплового, часто терригенно-кварцевого материала. Литокластический материал в этих породах обычно отсутствует. Главный кластический ингредиент — обломки кристаллов и вулканического стекла. Цементация в уплотненных туффитах, как правило, происходит за счет глинистого, кремнистого или карбонатного материала (рис. V.14).
Песчаные и алевритовые породы обычно разделяются по составу кластической части. Этому же принципу следуем и мы. Нами были описаны кварцевые пески и песчаники. Среди сиаллитных типов различаются аркозы, граувакки и их переходы. Термин аркоз используется в разных значениях. Нами он применен к пескам, образованным на 90 % и более обломками полевых шпатов. В природе такой тип встречается редко, но его выделение необходимо, так как из основного типа выводятся сложные и другие представители.
Аркозовые пески представлены калишпатовой и плагиоклазовой разновидностями. Калишпатовые аркозы серо-розового цвета, содержат повышенное количество кварца, примесь каолинита. Акцессорные минералы образованы компонентами, распространенными в кислых и щелочных изверженных породах. Часто в аркозовых песках отмечается примесь слюдистых минералов. Плагиоклазовые аркозы состоят из обломков кислых и средних плагиоклазов.
К грауваккам отнесены пески, состоящие на 90% и более из обломков алюмосиликатных пород (см. рис. IV.12). Среди них выделяются следующие разновидности: 1) собственно граувакки, 2) сапролитовые граувакки и 3) бикластитовые граувакки. Первая разновидность сложена угловатыми или окатанными обломками основной массы эффузивов, преимущественно среднего или основного состава (рис. V.15). Они состоят или из стекла, или из раскристаллизованных агрегатов. К сапролитовым грауваккам отнесены пески, терригенная часть которых представлена обломками глинизированной (выветрелой) основной массы эффузивов. Бикластитовые граувакки представляют собой скопления обломков осадочных, преимущественно глинистых пород (см. рис. IV.13).
Минералами-примесями в граувакках являются полевые шпаты, кварц, пироксены, глинистые частицы и каустобиолитовый материал. В сапролитовых граувакках количество минералов, нестойких к выветриванию, сокращается, а в бикластитовых разновидностях возрастает количество кварца, циркона, турмалина и других ингредиентов, представляющих ассоциации, устойчивые к процессам выветривания и механического разрушения.
Гранатовые и цирконовые пески распространены незначительно. Они известны на участках, непосредственно примыкающих к выходам на дневную поверхность гранатовых сланцев или выветрелых цирконсодержащих пород (главным образом щелочных изверженных). Реже цирконовые пески в виде тонких прослоев мощностью в один или несколько обломков наблюдаются в толщах кварцевых песков и песчаников.


Сложные типы представлены граувакковыми аркозами и аркозовыми граувакками, в которых породообразующими компонентами являются обломки полевых шпатов и горных пород. Это обычно плохо сортированные скопления частиц, содержащие то или иное количество примесей (кварц, глинистое вещество и т. д.) (рис. V.16). Рост количества пирокластики до 10—50% дает основание для выделения туфогенных песков и песчаников (туфопесков и туфопесчаников). Для них характерна вулканокластическая составляющая однородного состава без признаков окатывания. Повышение содержания глинистого материала до 10% и более позволяет выделять смешанные типы. Глинистое вещество, кроме того, способствует уплотнению песков, которые переходят в песчаники с разной степенью цементации. Особенно характерен глинистый цемент, нередко сопровождающийся примесью вулканокластического материала.
Алевритовые породы по своим классификационным параметрам аналогичны песчаным, однако подобные аркозовым типы среди них не выделяются, так как они содержат более значительную примесь глинистого материала. Таким образом, для них характерны смешанные типы пород. Следовательно, среди алевролитов и алевритов выделяются глинистые аркозы и граувакки, а также туфогенные типы (туфоалевриты и туфоалевролиты).
Промежуточные типы песчаных и алевролитовых пород представлены разностями, сцементированными глауконитовым, гидрослюдистым, хлоритовым или цеолитовым материалом. Существуют многочисленные переходные типы между песчаными, алевритовыми и глинистыми осадками (двух- и трехкомпонентные).
Переходные типы песчано-алевритовых пород выделяются практически со всеми классами. Прежде всего следует отметить породы, содержащие обломки кварца. Встречаются также бокситизировапные основные псаммито-алевритовые туфы, реже глинистые песчаники. Цементами аркозовых, граувакковых и смешанных пород могут быть окислы и гидроокислы железа и марганца. Более широко распространены цементы карбонатного состава как кальцитовые и доломитовые, так и сидеритовые и давсонитовые. Сульфатные и галитовые цементы распространены значительно реже, главным образом в сульфатных и соляных толщах. В цементе полимиктовых песчаных и алевритовых пород вместе с глинистым веществом встречаются тонкораспыленный растительный детрит и отдельные части растений (листья, ветки, сучья). Реже отмечаются углистые и битуминозные песчаники и алевролиты.
Группа кластоморфных пелитовых пород представлена теми же минералогическими разностями, что и граноморфные глинистые аналоги. Однако они отличаются, как правило, присутствием аллохтонной псаммито-алевритовой примеси, наличием слойчатых текстур, присутствием органических остатков, углеводородных соединений. В них нет, естественно, псевдоморфоз по реликтовым минералам.
Пелитовые туфы выделяются по тем же признакам, что и алевролитовые (форма частиц, состав и т. д.). В составе обломков повышаются содержания витрокластического материала и вещества осадочного происхождения (глинистое вещество, органические остатки). Они быстрее подвергаются постседиментационным изменениям.
Каолинитовые глины разнообразны по цвету, физическим свойствам и текстурным особенностям. Часто они светлоокрашены, желтые, серые, розовые. Структура тонкодисперсная, в шлифах встречаются сложные «червеобразные» сростки кристаллов каолинита. Степень совершенства каолинитового матрикса в глинах различна, наиболее высокая она в «сухарных» глинах. Минералами-примесями в этом петрографическом типе являются другие глинистые минералы (гидрослюда, галлуазит, реже монтмориллонит), гидроокислы железа, алюминия, органические остатки и тонкорассеянные углеводороды, сульфиды железа, сидерит.
Монтмориллонитовые глины обычно имеют серую, с оттенками зеленого, красного, бурого до черного цвета. Степень раскристаллизованности глинистого вещества незначительная, структура обычно пелитоморфная или микрозернистая. Кроме монтмориллонита в породах наблюдается примесь гидрослюды, смешанослойных минералов, хлорита, реже каолинита. Алевритовый обломочный компонент представлен угловатыми зернами кварца, полевых шпатов, чешуйками слюд. Нередки скелетные формы и их обломки радиолярий, фораминифер, моллюсков. Часто терригенный и биоморфный материал подчеркивают рисунок горизонтальной слойчатости, которая может быть нарушена ходами илоедов. Зернистая часть породы представлена участками перекристаллизации глинистого вещества (до агрегативно-крупнозернистой), глауконитом, сидеритом, кальцитом, сульфидами железа (пирит, мельниковит, марказит) и фосфатами.
Аллохтонные глины гидрослюдистого состава в отличие от их автохтонных аналогов залегают в виде линз, прослоев, пластов, отличаются худшей сортировкой, часто горизонтально-слойчаты, причем текстура подчеркивается послойным распределением разнообломочного материала, чешуйками слюды или растительных частиц. Нередко слойчатость нарушена или деформирована ходами илоедов. В неслоистых разностях более крупнообломочный материал, обычно алевритовый кварцево-полевошпатовый, располагается гнездами неправильной формы. Гидрослюда в дисперсных обломках отличается несовершенной структурой, в ней обычны пониженные содержания калия. Из других глинистых минералов встречаются каолинит, монтмориллонит, хлорит, глауконит, смешано-слойные образования с участием гидрослюдистой составляющей. Нередко монтмориллонит выполняет трещины или замещает органические остатки. Из других минералов-примесей наиболее часты гидроокислы и окислы железа, кальцит, сидерит, сульфиды, иногда сульфаты, галит, тонкодисперсное органическое вещество.
Хлоритовые глины аллохтонного типа мелкочешуйчаты, коломорфные. По составу породообразующие компоненты делятся на железистые и магнезиально-железистые разновидности. Обычно содержат заметные (до 10%) примеси обломочного кварцево-полевошпатового материала. В железистых разновидностях в качестве акцессориев встречаются гидрослюда, монтмориллонит, глауконит, гидроокислы железа, редкие стяжения пирита, кальцит, сидерит и фосфаты. В железорудных толщах в этих породах известны примесь бурожелезняковых оолитов и их обломков. Для магнезиально-железистых хлоритовых глин более характерны монтмориллонит, гидрослюда, кальцит, доломит и обломочные составляющие. Здесь чаще, чем в железистой разновидности, наблюдаются слойчатые текстуры, а по трещинам развивается зернистый хлорит.
Для аллохтонных глин особенно характерны сложные, полиминеральные петротины. Чаще всего встречаются породы, в которых преобладают каолинит, монтмориллонит и гидрослюда, которым сопутствуют смешанослойные минералы. Как правило, глины такого состава содержат значительную примесь обломочного, кварцевого или полевошпатового состава, гидроокислы железа, кремнистые минералы (опал, халцедон), иногда цеолиты, а также скелетные остатки растений и животных (рис. V.17). Кроме того, органическое вещество в них может присутствовать в тонкорассеянной форме. В этом случае выделяются темноокрашенные (серые до черных) глины и аргиллиты. В полиминеральных глинах нередки слойчатые текстуры, чаще всего горизонтального типа. Они обусловлены неравномерным распределением разнообломочного материала, гидроокислов и окислов железа, органического вещества и т. д. Реже встречаются сложные типы с хлоритами (хлорит-гидрослюдистые,; хлорит-монтмориллонитовые, хлорит-каолинитовые и другие глины).

Смешанные петротипы аллохтонных глинистых пород образованы псефитовым, псаммитовым и алевритовым сиаллитным материалом. Типичными представителями смешанных пород, содержащих грубообломочный и более мелкий (до глинистого) ингредиент, являются валунные глины или суглинки (тиллы). В них присутствуют валуны основных эффузивов, кристаллических сланцев, гранитов, гнейсов и др. Песчано-алевритовый материал является комбинацией частиц, попавших в породу в результате дробления более крупного материала, а также из подстилающих пород. Тот же источник имеют и глинистые частицы, отличающиеся обычно своей полиминеральностью (рис. V.18).

Вторым смешанным петротипом, распространенным довольно широко, но не всегда легко обнаруживаемым, является порода, представляющая собой смесь пелитового пеплового материала и глинистого вещества. Обычно эти породы называются туфоглинами и различаются но составу глинистого материала.
Промежуточные петротипы можно разделить на две ассоциации. В первой выделяются полиминеральные, часто монтмориллонито-гидрослюдистые глины, содержащие автохтонные микрозернистые агрегаты глауконита. Второй тип представлен аргиллитизированными глинами аргиллитами и сланцеватыми аргиллитами. Следует отметить, что перекристаллизация аллохтонных глин (особенно в бедных неглинистыми примесями мономинеральных, часто гидрослюдистых и хлоритовых) может проявиться еще до перехода их в аргиллиты. Гидрослюда, как показали наблюдения в глинистых толщах молодых платформ, в глине образует сноповидные, волокнистые агрегаты, размеры которых могут достигать нескольких миллиметров. Аналогичное укрупнение кристаллов наблюдается в аргиллитах, в том числе и испытавших рассланцовку. В этих случаях зернистые и волокнистые агрегаты глинистых минералов отмечаются вокруг обломочных частиц или вдоль плоскостей рассланцовки.
Переходные петротипы аллохтонных глинистых пород разнообразны по составу. Каолинитовые глины могут содержать аллитный материал как в виде рассеянного аморфного алюмогеля, так и в кристаллической форме (гиббсит, бемит и др.). Кремнистый материал в глинах присутствует в двух формах: в виде обломочного кварца или автохтонных органических и хемогенных продуктов. Кварцевые терригенные частицы в переменном количестве, чаще в виде алевритовых обломков, присутствуют в различных типах глин, от полимиктовых до гидрослюдистых и каолинитовых. Нередко они располагаются послойно, создавая рисунок горизонтальной слойчатости. Остатки кремнистых организмов (радиолярии, диатомеи) и агрегаты пелитоморфного кремнезема чаще отмечаются в глинах гидрослюдистого, монтмориллонитового или сложного состава. Породой, занимающей переходное положение между глинистой и кремнистой, является опока. Классификация пород, переходных между глинистыми и кремнистыми нетротипами, такова (%):


Окислы и гидроокислы железа и марганца являются обычными примесями в аллохтонных глинах и аргиллитах. Уже при небольших содержаниях этих окислов (2—5%) глинистые породы приобретают желтую, красную, серую или черную окраску. Характерно, что соединения железа и марганца образуют с глинистым веществом тонкие агрегаты, устойчиво сохраняющиеся при изменении физико-химических условий.
Фосфатное вещество образует в глинах и аргиллитах стяжения, оолиты, мелкие конкреции или остатки организмов, составляя обычно менее 10% породы. Более высокие содержания отмечаются в глауконитовых петротипах.
Весьма часты переходные петротипы в ряде глина (аргиллит) — карбонатная порода (известняки, доломиты). Классификация ряда глина (аргиллит) — мергель следующая (%):

Карбонатное вещество в глинах и аргиллитах распределяется в различных формах. Для глин и мергелей характерны пелитоморфные модификации. Раковины, детритовый и шламовый материал нарушают однородность структуры глинистой породы. В аргиллитах отмечается обособление карбонатного вещества путем укрупнения кристаллов и разрушения биоморфных форм. При перекристаллизации доломитового вещества можно наблюдать появление кристаллографических форм со следами регенерации. Конечные продукты изменения переходных пород этого типа — карбонатно-глинистые сланцы.
Ассоциация глинистого вещества с сульфатными минералами позволяет выделять гипсово- и ангидрит-глинистые породы (глины, аргиллиты). Гипсовый ингредиент обычно присутствует в виде микроиорфиробластовых очковых пятнистых включений. Глины этого типа часто красноцветны. Для ангидритовых глин и аргиллитов характерны также пятнистость, очковые и порфиробластовые текстуры. Нередко кроме ангидрита в породе присутствует доломит, образующий как тонкозернистый агрегат с глинистым веществом, так и отдельные порфиробласты.
Хлоридные минералы в глинах и аргиллитах распространены в виде петельчатых (ячеистых) включений или отдельных кристаллов. В этих породах, кроме того, обычно присутствуют сульфаты и карбонаты. Выделяются трех- и четырехкомпонентные породы галит-доломитовые (известковистые) и галит-ангидрит-доломитовые (известковистые) глины и аргиллиты.
Достаточно широко распространены глины, аргиллиты и глинистые сланцы с сульфидными минералами. Гидротроилит как примесь встречается в современных морских глинистых илах. Морские глины (обычно монтмориллонит-гидрослюдистого состава) на плоскостях слойчатости содержат землистые разности сульфидов железа (гидротроилит, мельниковит). Количество этих новообразований местами достигает 10% и более. Особенно велики содержания пирита и марказита в углистых аргиллитах и сланцах. Эти минералы образуют мелкие стяжения, а также хорошо ограненные кристаллы пирита. Разложение сульфидов в сланцах приводит к разрушению глинистого вещества и появлению таких новообразований вокруг кристаллов пирита, как халцедон и хлориты.
Углеродистые соединения широко распространены в глинах и аргиллитах. Выделяются ряды перехода между глинистыми породами и каустобиолитами. Переходными петротипами в этих случаях являются углистые и битуминозные глинистые породы (рис. V.19).