Алексеев В.И. Конспект лекций по курсу Литология

Подождите немного. Документ загружается.

Ka = (Q

)/ M

Если Ka<1, то в породе преобладает крупнозернистый материал, если

Ka>1, – преобладает тонкозернистый материал.

3. Форма обломков. Аллотигенный характер минералов часто отража-

ется в окатанности, которая используется для классификации грубообломоч-

ных пород. Для определения формы и степени окатанности зерен имеются

различные методы. Простейшим способом определения степени окатанности

зерен является визуальное сравнение

с трафаретами, представляющими со-

бой силуэты зерен определенных категорий окатанности (рис. 4). Для выяс-

нения средней окатанности зерен под микроскопом изучают 50-100 зерен и

вычисляют средневзвешенный коэффициент окатанности по разным фракци-

ям:

43210

∑

++++

nnnnn

где 0, 1, 2, 3, 4 – баллы окатанности; п0, ..., n4 – число зерен, имеющих

окатанность данного балла. При этом изучают зерна поперечником более

0,05 мм, так как зерна более мелкого размера обычно практически не окаты-

ваются. Обычно степень окатанности возрастает от мелких зерен к крупным,

поэтому определение производят по разным фракциям. Для сравнения пород

следует

выбрать какую-либо одну фракцию; обычно изучают обломки разме-

ром 0,25-0,5 мм или 0,5-1,0 мм.

321

Рис. 4. Трафарет для определения окатанности зерен

Баллы окатанности: 0 - остроугольные или резко угловатые, 1 - неокатанные или углова-

тые, 2 - полуокатанные, 3 - окатанные, 4 - хорошо окатанные

Особо характеризуют изометричность обломков, выделяя зерна четы-

рех типов: 1) изометричные – три поперечника зерна примерно равны между

собой или наибольший не превышает наименьший более чем в 1,5 раза; 2)

удлиненные – два поперечника примерно равны между собой, а третий пре-

вышает их более чем в 1,5 раза; 3) уплощенные – один из поперечников бо-

лее чем в 1,5

раза меньше двух остальных; 4) удлиненно-уплощенные, про-

межуточные между вторым и третьим типами. При специальных исследова-

ниях вычисляют коэффициенты изометричности, удлиненности и уплощен-

ности.

4. Взаимоотношение обломков. Обломочные (кластические) структуры

по признаку взаимоотношения зерен относятся к разряду неконформнозер-

нистых, характеризующихся несоответствием контуров соседних зерен. Зер-

на не заполняют полностью пространство, сочетаясь с пустотами (порами),

заполняемыми впоследствии цементом. Продуктом уплотнения может стать

механоконформная структура (структура вдавливания), характерная

для

граувакк. Она возникает при механическом приспособлении зерен друг к

другу под давлением вышележащих слоев или при стрессе: более пластичные

и мягкие зерна (обломки слюд, глауконита, глин, известняков и т.п.) приспо-

сабливаются к прочным и твердым (обломки кварца, плагиоклазов, кварци-

тов, эффузивов и др.), прилегая к ним плотно, без промежутков

; твердые зер-

на частично внедряются в пластичные (рис. 5).

5. Соотношение обломков и цемента (тип цементации). По количест-

венному соотношению с обломками выделяют четыре вида цемента: 1) ба-

зальный – цемента 40-50 %, зерна не соприкасаются друг с другом, распреде-

ляясь равномерно или пятнами; 2) поровый – цемента 25-40 %, зерна сопри-

касаются или отстоят друг от друга не

больше, чем на половину диаметра; 3)

пленочный – цемента меньше 25 % и он покрывает обломки пленкой, струк-

тура обломочного каркаса неконформная (пористость 5-15 %) или механо-

конформная; 4) контактовый – цемента меньше 10 %, он присутствует на

контактах между зернами (пористость 15-30 %) (рис. 6-1). Существует также

классификация цемента, сформированного на стадиях катагенеза и метагене-

за, которая учитывает взаимоотношение цемента с обломками и

цементацию

под давлением: 1) крустификационный – обрастание обломочных зерен аути-

генными минералами; 2) регенерационный – разрастание зерен с образовани-

ем каемки вокруг обломочных зерен из того же вещества, часто с одинаковой

оптической ориентировкой каемки и обломочного зерна; 3) пойкилитовый

(типа Фонтенбло) – кристаллы цемента относительно крупные, обломочные

зерна рассеяны в них равномерно; 4) коррозионный – образуется благодаря

коррозии

обломочных зерен и цементации веществом того же или другого

состава; 5) цементация вдавливания – цементация без цемента, за счет вне-

дрения одних зерен в другие, обжимания и выжимания пластичных зерен в

межгранулярное пространство при общем или направленном уплотнении; 6)

цементация растворения – цементация без цемента, за счет растворения зерен

при высоких давлениях и сближения

их по микростилолитовым швам; часто

сопровождается регенерацией зерен в направлении, перпендикулярном дав-

лению (рис. 6-2).

6. Структура цемента. Различают цемент аморфный и кристалличе-

ский: крупнозернистый (>0,5 мм), среднезернистый (0,1-0,5 мм), мелкозерни-

стый (0,05-0,1 мм), тонкозернистый (0,01- 0,05 мм), микрозернистый или пе-

литоморфный (<0,01 мм) и разнозернистый. В большинстве случаев породы

содержат несколько типов цемента – так называемая смешанная цементация.

Рис. 5. Структуры осадочных пород по взаимоотношению зерен [25]

1-3 – конформнозернистые и 4-6 – неконформнозернистые структуры: 1а –

гипидиоморфнозернистая; 16 – гипидиобластовая с элементами органогенной; 2а, 26. 2в –

грано-, лепидо- и нематобластовая; 3 – механоконформнозернистая; 4 – обломочная,

(кластическая);

5 – органогенная раковинная; б – сфероагрегатная (оолитовая, пизолито-

вая).

Структуры вулканогенно-осадочных пород сходны со структурами

терригенных образований и изучаются с использованием той же классифика-

ции. Специфика их номенклатуры заключается в использовании, наряду с

обычными терминами, специальных. Вулканогенную алевритовую структуру

часто называют пепловой, дресвяную – лапиллиевой, а щебневую и глыбо-

вую – бомбовой. Для вулканических туфов чаще, чем для терригенных по-

род, применяют классификацию по типу обломков, выделяя литокластиче-

скую, кристаллокластическую, витрокластическую, пемзокластическую и

смешанные структуры (рис. 7).

Структуры хемогенных пород относятся в основном к кристалличе-

ски-зернистым. Их классификация предусматривает учет следующих призна-

ков:

1. Размер и форма кристаллов и их агрегатов (табл. 4). Для характери-

стики структуры по этим признакам важно отмечать

колебания размера зерен

(степень разнозернистости). Выделяют агрегаты: оолиты, сферолиты, пизо-

литы и бобовины – концентрически-зональные, радиально-лучистые и одно-

родные сферические образования размером до нескольких миллиметров. Для

различия структур по величине агрегатов вводят дополнительные градации.

Сфероагрегатные структуры делят на мелкооолитовые (сферолитовые)

при размере оолитов менее 0,5 мм и крупнооолитовые (сферолитовые) при

размере 0,5-1 мм; за границу между мелко- и крупнобобовой (мелко- и круп-

нопизолитовой) принят размер в 5 мм. Дополнительная характеристика

структуры по форме зерен должна учитывать степень их идиоморфности, об-

лик и габитус.

Рис. 6. Типы цемента обломочных пород [23]

1 – по количественному соотношению с обломками и его расположению:

а – базальный; б – базальный сгустковый; в – поровый; г – пленочный первого подти-

па, при рыхлой укладке и остающихся порах;

д – пленочный второго подтипа при

плотном, конформном расположении зерен, без пористости;

е – контактовый.

2 – по взаимоотношению цемента с обломками и типы цементации без цемента:

а – крустификационный (обрастания); б – регенерационный (нарастания); в –

пойкилитовый (типа Фонтенбло); г – коррозионный (разъедания); д – цементация

вдавливания;

е – цементация растворения

2. Характер взаимоотношения зерен. Выделяют конформнозернистые

и неконформнозернистые структуры. Конформнозернистые структуры ха-

рактеризуются приспособленностью зерен друг к другу: сторона одного зер-

на является стороной соседнего, так что зерна полностью, без промежутков,

заполняют пространство. Различают гипидиоморфнозернистую, гипидиобла-

стовую, гранобластовую, лепидобластовую, нематобластовую и механокон-

формнозернистую структуры (рис. 5 – 1,3).

Неконформнозернистые структуры характеризуются несоответствием

контуров соседних зерен, не заполняющих полностью пространство. Наряду

с вышеописанными обломочными в эту категорию входят цельноскелетная

органогенная (ракушняковая, биогермная и т.д.) и сфероагрегатная (оолито-

вая, сферолитовая, пизолитовая, бобовая, онколитовая, конкреционная, жел-

ваковая, копролитовая и т.д.) (рис. 5 – 4-6).

Рис. 7. Структурные компоненты вулканогенно-осадочных пород [25]

а – литокласты, 6 – кристаллокласты, в – пемзокласты, г – витрокласты

Структуры глинистых пород чрезвычайно разнообразны и делятся

следующим образом.

1. Размер зерен. Выделяют пелитовую структуру пород, состоящих почти

нацело (>95 %) из частиц размером 0,0001-0,01 мм, и коллоидальную струк-

туру агрегатов с зернистостью <0,0001 мм. Граница пелитовой и коллои-

дальной фракций 0,0001 мм является верхним пределом коллоидных раство-

ров, не подчиняющихся силе тяжести; одновременно это

предел разрешения

светового микроскопа. К разновидностям относят крупную (0,001—0,01 мм)

и тонкую (0,001-0,0001 мм) пелитовые структуры. Алевропелитовая структу-

ра свойственна глинам, содержащим примесь алевритового материала в ко-

личестве от 5 до 50 %. Псаммопелитовая структура характеризует глины, со-

держащие примесь песка в количестве от 5 до 10 %. Порфиробластовая

структура выделяется по наличию хорошо развитых кристаллов и их

срост-

ков в однородной тонкодисперсной глинистой массе.

2. Форма и взаимоотношение зерен. Выделяют ооидную, реликтовую,

фитопелитовую, конгломератовидную и брекчиевидную структуры. Ооидная

структура характеризует тонкодисперсную глинистую массу, в которой рас-

сеяны округлые образования (ооиды) разной величины, сложенные таким же,

как и основная масса, или отличным от нее материалом, часто с примесью

органического вещества. Реликтовая структура характерна для элювиальных

глин: на фоне однородной глинистой массы выделяются минеральные остат-

ки неразложившейся первоначальной породы. Фитопелитовая структура ха-

рактеризуется наличием в основной глинистой массе породы растительного

детрита (углефицированных тканей, спор и др.). Конгломератовидная и брек-

чиевидная структуры наблюдаются в переотложенных глинах, состоящих из

соответственно округлых и угловатых обломков.

Структуры органогенных пород выделяют при наличии в породе

(более 20-30 %) остатков организмов различной классификационной принад-

лежности и степени сохранности. Их ведущим признаком является форма

остатков. Выделяют органогенную (биоморфную) структуру карбонатных и

кремнистых пород, состоящих из скелетных остатков хорошей

сохранности,

и детритовую структуру пород, сложенных преимущественно из скелетных

обломков. Размер зерен учитывают в основном для органогенно-обломочных

пород, различая собственно детритовую (более 0,1 мм) и шламовую (менее

0,1 мм) структуры. По взаимоотношению скелетных остатков органоген-

ные породы обычно неконформнозернистые (рис. 5 – 5). Скелетные остатки

часто соединены посредством цемента, а в пустотах скелетов

находится за-

полнитель – выделения аутигенных минералов. Взаимоотношение структур-

ных элементов биоморфных пород существенно меняется при перекристал-

лизации.

Таблица 4

Структуры хемогенных пород [19]

Критерий выделе-

ния структуры

Структура Краткая характеристика

Размер зерен

Крупнозернистая

Среднезернистая

Мелкозернистая

Тонкозернистая

Микрозернистая

(пелитоморфная)

Разнозернистая

Преобладают зерна величиной, мм:

>0,5

0,1 – 0,5

0,05 – 0,1

0,01 – 0,05

<0,01

В массовом количестве имеются зерна раз-

личных размеров

Форма зерен

и их агрегатов

Волокнистая ори-

ентированная

Волокнистая бес-

порядочная

Листоватая

Оолитовая

Сферолитовая

Пизолитовая

Бобовая

Зерна удлиненной формы, ориентирован-

ные

Зерна удлиненной формы, беспорядочно

расположенные

Зерна листоватые

Преобладают оолиты

Преобладают сферолиты

Преобладают пизолиты

Преобладают бобовины

Степень кристал-

личности

Аморфная Преобладает аморфное вещество

В заключение необходимо отметить иерархическое строение многих

осадочных пород. Например, в обломочном известняке помимо брекчиевид-

ной макроструктуры различают микрозернистую структуру цемента, струк-

туру обломков, – например, щебневую; внутренняя структура одних облом-

ков является оолитовой, а других – органогенной раковинной. Структура са-

мих оолитов игольчатая радиально-лучистая, структура раковин –

поперечно-шестоватая. Собственную структуру, например, коллоидальную

волокнистую, может иметь также заполнитель пустот в раковинах. Таким об-

разом, в одной породе можно выделить до шести и более макро- и микро-

структур.

ТЕКСТУРЫ ОСАДОЧНЫХ ПОРОД

Текстура – это сложение осадочной породы, определяемое ориенти-

ровкой, взаимным расположением составных частей, а также способом вы-

полнения пространства. Текстура определяет внешний облик горной породы

и изучается преимущественно в обнажениях и образцах (штуфах) горных по-

род. Она отражает анизотропию среды, в которой формировалась порода, по-

этому имеет исключительное генетическое значение. Без исследования

тек-

стуры невозможно оценить фильтрационные, прочностные и другие физиче-

ские и механические свойства осадочных пород. В последнее время в лито-

логии начинают рассматривать в качестве самостоятельной характеристики

породы способ выполнения пространства ее составными частями – укладку

зерен.

Осадочные породы обычно залегают в виде слоев, поэтому различают

внутрислоевые текстуры, текстуры кровли и

подошвы.

Внутрислоевые текстуры. Наиболее распространены массивная (бес-

порядочная) и слоистая. Реже встречаются текстуры, связанные с жизнедея-

тельностью организмов, с оползневыми и другими явлениями, а также тек-

стуры, возникшие уже в твердой породе в процессе ее преобразования.

Массивная (беспорядочная) текстура характеризуется однородным

распределением и неориентированным расположением в породе ее состав-

ных

частей. Такая текстура возникает при лавинной или, наоборот, медлен-

ной седиментации, сопровождающейся постоянным перемывом осадка и вы-

носом глинистого материала и растительного детрита. Массивная порода

имеет одинаковые физические свойства в различных направлениях. При ее

физическом выветривании образуются обломки неправильной формы.

Слоистые текстуры обусловлены чередованием слоев нескольких

разностей осадочных пород, отличающихся составом

и (или) строением. Та-

кие текстуры встречаются в осадочных породах наиболее часто и возникают

в процессе накопления осадка при изменении материала в направлении, пер-

пендикулярном поверхности напластования. Поверхность напластования –

это поверхность, отвечающая одному историческому моменту существова-

ния поверхности осадка или нижней границы зоны осадкообразования.

Слой – геологическое тело плоской (плащеобразной) формы

, сложенное бо-

лее или менее однородной породой и ограниченное сверху и снизу поверхно-

стями напластования.

С учетом особенностей распределения осадочного материала различа-

ют горизонтальную, волнистую и косую слоистость (рис. 8). Эти типы фор-

мируются в определенных обстановках осадконакопления, что подчеркивает

естественность их выделения. Горизонтальная слоистость возникает в со-

стоянии относительного покоя среды или при ламинарном движении осадка.

Волнистая слоистость вызывается, как правило, колебательными или пульса-

ционными

движениями воды или воздуха возле поверхности седиментации, а

косая – поступательными, направленными движениями – течениями, за ис-

ключением очень медленных или очень быстрых ламинарных потоков. Косо-

волнистая слоистость образуется при сочетании колебательных движений и

течения – волнений.

Для указанных типов слоистости стараются выделить элементарные

слойки и их серии. По мощности слоев и серий среди

текстур различают

макрослоистые (более 50 см), мезослоистые (от 0,1 до 50 см) и микрослои-

стые (менее 1 мм).

Горизонтальная слоистость – типичная текстура осадочных пород,

образующаяся при горизонтальном положении ровной поверхности наслое-

ния. Слоистость чаще всего выражена в постепенном уменьшении размера

частиц от подошвы к кровле (градационная слоистость мутьевых и паводко-

вых потоков, пепловых туфов,

рис. 9), в наличии инородных прослоев (гли-

нистых, детритовых, галечных, конкреционных и т.п.) или в переслаивании

разных пород.

Волнистая слоистость представляет собой фактически захороненную

рябь и характеризуется волнистой поверхностью наслоения при горизон-

тальном зеркале ряби. Если рябь невысокая, слоистость сохраняется полно-

стью, с гребнями и впадинами, а если рябь крупная

(с высотой более 15-

20 см), то при перестройке плана волнения гребни срезаются и сохраняются

только мульды (рис. 8). Волнистая слоистость не встречается в глинистых и

алевритовых осадках. Это текстура песков, реже – гравийных осадков, вклю-

чая и мелкообломочные известняки. Косая слоистость характеризуется рас-

положением элементарных слойков под углом к плоскостям наслоения. При

этом

ориентировка слойков может меняться на небольшом расстоянии, а их

наклон совпадает с направлением перемещения осадка. Косая слоистость

возникает как в водной, так и в воздушной турбулентных средах и встречает-

ся преимущественно в песчаных, алевритовых и карбонатных породах. Раз-

личают прибрежно-морскую, дельтовую, русловую, потоковую и эоловую

косую слоистость. В водных

потоках мощность косых серий обычно не пре-

вышает 2 м, мощность эоловых серий достигает 50-80 м и более.

Косоволнистая слоистость объединяет признаки волнистой и косой

слоистости и образуется при волнении, сопровождающемся поступательным

перемещением осадков. Последние представлены обычно не очень грубыми

песками самого разного генезиса. Серийные швы волнистые, а слойки –

косые, часто S-образные.

Рис. 8. Основные типы слоистости осадочных пород [25]

а-6 – косая однонаправленная, с прямыми (а) и вогнутыми (б) слойками и с парал-

лельными серийными швами;

в – косая разнонаправленная с клиновидными прямолиней-

ными швами;

г-е – косоволнистая однонаправленная с волнистыми серийными швами (г),

разнонаправленная (

д), крупная и мелкая (е); ж-и – волнистая крупная, или мульдообраз-

ная (

ж), мелкая (з) и с асимметричной волной и оползневыми складками (и); к-м –

горизонтальная волнистая (

к), пологая косая (л) и строго горизонтальная непрерывная и

прерывистая (

м)

Одновременно с седиментацией или сразу после отложения осадка

формируются разнообразные текстуры, осложняющие слоистость или полно-

стью ее стирающие. Важнейшими из них являются биогенные, возникшие в

Рис. 9. Формирование градационной слоистости

глинистых, известковых, алевритовых и песчаных осадках в результате жиз-

недеятельности червей, илоедов, ракообразных, иглокожих, моллюсков, не-

которых водорослей и других организмов. Наиболее распространена ихнито-

вая текстура, представленная норами и следами ползания илоедов –

фукоидами, возникшими в незатвердевшем осадке и заполненными материа-

лом иного состава. Эти биогенные образования имеют различные размеры и

ориентировку, располагаясь как на поверхностях напластования, так и внут-

ри слоя. Некоторые породы, например мел, образовались из осадков, почти

полностью переработанными илоедами, и имеют так называемую биотурби-

товую текстуру.

Корневая (комковатая) текстура формируется корнями растений, пе-

ремешивающих осадок, создающих в нем вертикальные линии раздела и

полностью стирающих первичную слоистую текстуру

Текстура взмучивания возникает вследствие мутьевых потоков, земле-

трясений и штормов, поэтому отложения с таким строением стали называть

темпеститами (темпест, англ. – буря, шторм). Толща осадков мощностью до

0,5-1 м взмучивается волнением, а затем осаждается в виде хлидолита –

поликомпонентной породы без слоистости и с вертикальным положением

удлиненных фрагментов.

Текстура подводного оползания обычно

представлена мелкими непра-

вильными складками и оторвавшимися рулетообразными олистолитами раз-

мером от нескольких дециметров до нескольких метров по простиранию и

мощностью 0,5-1,0 м, иногда до сотен метров (рис. 10, 11). Они образуются

на морском дне, имеющем даже небольшой уклон в доли градуса и покрытом

песчано-глинистыми рыхлыми осадками. Причиной оползания осадка обыч-

но

являются землетрясения.

Гидроразрывная (блюдцеобразная) текстура возникает при лавинной

седиментации, когда мощный турбидитный поток погребает много воды. Во-

да, перемещаясь под давлением осадков вверх, прорывает слои в относитель-

но ослабленных участках и изгибает их вверх . Элювиальная текстура на-

блюдается в континентальных и морских корах выветривания в виде верти-

кальных каналов

и трещин, стирающих первичную текстуру пород (рис. 10).

Начиная с диагенетической стадии, в уже сформировавшихся осадоч-

ных породах образуются наложенные текстуры. Наиболее ранние и внешне

похожие скорлуповатая и конкреционная текстуры образуются в результате

перераспределения осадочного вещества с образованием концентрической

отдельности глин и алевритов или конкреций различного состава: карбонат-

ных, сульфидных, кремневых, фосфоритовых

, железо-марганцевых и др.

Фунтиковая текстура представляет собой ряд конусов карбонатно-

глинистого состава, вложенных друг в друга и разделенных концентрически-

ми трещинами. Зоны с фунтиковой текстурой обрамляют сверху и снизу кон-

креционные прослои, причем конусы «раскрываются» от осевой зоны вверх и