Фролов В.Т. Руководство к лабораторным занятиям по петрографии осадочных пород

Подождите немного. Документ загружается.

личностью. Это кажущееся противоречие объясняется тем,

что минералы, которые выделяются из медленно циркули-

рующих или неподвижных растворов, имеют возможность за

длительное время образовывать сразу более упорядоченно-

кристаллические структуры (волокнистые, игольчатые

и т. д.).

Описанный песчаник служит хорошей иллюстрацией

основного метода установления последовательности выделе-

ния минералов по их структурным взаимоотношениям. Здесь

мы видим полную аналогию с установлением последователь-

ности напластования в стратиграфии: обломочная часть пес-

чаника,'как это очевидно, является тем фундаментом, на

который последовательно откладывается опал, халцедон и,

наконец, кварц, занимающий наиболее «верхнее» положение

и окончательно закупоривающий каналы, по которым цир-

кулировали растворы. Аналогия с методами стратиграфии

идет дальше: разрез не каждой поры дает возможность

установить взаимоотношения между всеми минералами; на-

пример, по порам II и III нельзя установить, что кварц бо-

лее поздний по сравнению с халцедоном (см. рис. 22—II, III),

а только наиболее полные разрезы (пора I, рис. 22 — 5), а

которых налицо все минералы — «слои».

Образец 2, протерозой, Енисейский кряж.

Песчаник кварцитовидный, среднезернистый, хорошо сортированный

из окатанных зерен, субаркозовый, с кварцевым и отчасти полевошпа-

товым цементом регенерации и хлорито-серицитовым пленочным цементом.

Структура. Размер зерен от 0,7 до 0,1 мм; преобладает фракция

0,5—0,25 мм (около 70% обломочной части). Таким образом, сортировка

хорошая. Форма зерен изометричная, окатанная, реже (в мелких зернах)

полуокатанная. Однако первоначальна.', форма многих зерен сильно ис-

кажена при перекристаллизации: зерна изъедены, корродированы сосед-

ними или цементом с образованием микростилолитовых швов и граноб-

ластовой структуры в целом (рис. 23). Все же в породе более четко вы-

ражена первоначальная обломочная псаммитовая структура.

Текстура беспорядочная.

Состав обломочной части субаркозовый: основные минера-

лы—

кварц (70—75%) и калиевый полевой шпат (около 25—30%); в не-

большом количестве встречаются кислые и единичные средние плагиокла-

зы и обломки кварцитов (в сумме не больше 5%).

Кварц хорошо окатанный, размером 0,7—0,1 мм, бесцветный и мут-

ный за счет многочисленных пылеватых непрозрачных включений, нередко

трещиноватый; многие зерна волнисто погасают. Большинство зерен ре-

генерированы, а также изъедены при образовании стилолитовых швов и

структур вдавливания с другими обломочными зернами кварца, а в еди-

ничных случаях — и с цементным кварцем.

Калиевый полевой шпат также большей частью окатанный, хотя

степень окатанности его меньше кварцевой; размер 0,7—0,2 мм; заметна

спайность. Выделяются две разновидности: микроклин бесцветный чистый

или слабо замутненный пелитовыми включениями, с четкой микроклиновой

160

http://jurassic.ru/

решеткой, с п<к. б. и несколько более распространенный нерешетчатый

калиевый полевой шпат сильно пелитизированный и поэтому мутный 6v-

ровато-серый. Иногда сквозь пелитовый агрегат просматриваются

пёрти-

товые выделения альбита. Показатель преломления меньше, чем у канад-

ского бальзама; оптический знак отрицательный (отличие от вторичного

тоже мутного, альбита, развивающегося по олигоклазу И те и другие"

Рис.

23. Образец 2 — песчаник субарко?о-

вый среднезернистый кварцитовидный

(около Х60, ник. +):•

Обломочная часть: 1 — кварц; 2 — калие-

вый полевой шпат; 3 — плагиоклаз; 4 — об-

ломок кварцита.

Цемент: 5 — кварцевый, типа регенерации;

6 — глинистый серицитовый, типа заполне-

ния пор; 7—полевошпатовый, типа регене-

рации

зерна нередко корродированы цементом, кварцевыми зернами, а также

часто регенерированы. Регенерационная каемка в отличие от кварцевой

обычно мутная за счет пылеватых и чешуйчатых серицито-хлоритовык

включений; имеет небольшую (0,005—0,05 мм) мощность.

Кислый плагиоклаз представлен как чистыми, так и довольно сильно

измененными (серицитизированными, отчасти пелитизированными и хлори-

тизированными) плохо- и среднеокатанными зернами размером- 0,4—0,1 мм

с полисинтетическим строением. Судя по низкому показателю преломления

(»<к. б.) и небольшому углу погасания (до 10—12°)—это альбит.и

олигоклаз; реже встречается более основной (типа андезина) плагиоклаз

с л«к. б. и довольно большим (до 30—35°) углом симметричного-угасания.

Обломки кварцитов крупные (0,7—0,5 мм), окатанные, мутные, бу-

ровато-серые за счет пылевидных включений, по структуре среднезерцис-

тые,

гранобластовые.

6 Зак. 172

161

http://jurassic.ru/

Акцессорные минералы не встречены.

Цемент сложный по составу и типам. Общее количество цемента, ве-

роятно, достигает 20—30%. Выделяются кварцевый, серицитовый, хлори-

товый и полевошпатовый цементы.

На долю основного кварцевого цемента регенерации приходится не

менее 15%. Регенерационная кайма обычно не сплошная, достигает тол-

щины в 0,1 мм. В местах ее разрывов обломочные зерна соприкасаются

чаще всего по стилолитовым швам. Цементный кварц чистый, нетрещи-

новатый, гаснет нормально. От обломочного зерна отделяется мутной по-

лоской (0,001—0,02 мм), содержащей глинистые и рудные включения, обра-

зовавшиеся, вероятно, за счет пленки, одевавшей зерна.

Серицитовый цемент (5—7%), типа заполнения пор и пленочный, бес-

цветный, довольно крупночешуйчатый (чаще всего 0,01—0,06 мм) с за-

метным положительным рельефом (п«1,58) и яркими желтыми (первый

порядок) цветами интерференции, свидетельствующими (с учетом мелко-

го размера чешуек) о двупреломлении порядка 0,015—0,020. Местами к

серициту примешивается хлорит.

Хлоритовый цемент развит участками в виде тонких светло-зеленова-

тых пленок (пленочный тип) с заметным рельефом (я «1,6), довольно

крупночешуйчатым (0,01—0,05 мм) строением; двупреломление очень низ-

кое,

порядка нескольких тысячных (темно-серые цвета интерференции).

Наконец, вокруг зерен калиевого полевого шпата образуется регене-

рационный цемент того же состава (см. выше); подобно хлоритовому,

составляет не больше 1—2% породы.

Вторичные изменения довольно сильны; они выразились в некоторой

перекристаллизации и частичном растворении под давлением обломочного

кварца и других зерен, в образовании регенерационного кварцеаого и по-

левошпатового цемента, в значительной раскристаллизации глинистого

вещества и образовании крупночешуйчатых минералов серицита и хлори-

та, наконец—в образовании гранобластовой структуры, накладывающей-

ся на обломочную. Все это соответствует изменениям стадии позднего

эпигенеза (метагенеза).

Образец 3, средняя юра, р. Бодрак, Бахчисарайский район.

Песчаник граувакковый вулканомиктовый, грубо-крупнозернистый с

гравием, среднесортированный, с хлоритовым и кальцитовый цементом

типа заполнения пор (рис. 24).

Структура. Размер зерен от 5 до 0,05 мм; преобладают зерна

2—0,5 мм (70—80% обломочной части). Сортировка средняя. Значитель-

ное число как крупных, так и мелких зерен полуокатанные, хотя боль-

шинство зерен неокатанные, многие сильно,изъедены при выветривании и

в породе и деформированы при образовании структур вдавливания.

Текстура беспорядочная.

Состав обломочной части вулканомиктовый: обломки представлены

•исключительно эффузивными породами — андезитовыми и андезито-ба-

зальтовыми порфиритами, которые различаются не очень четко, поэтому

описываются они совместно.

Судя по большим углам угасания плагиоклазов в микролитах (от 30

до 45°), среди последних имеются как средние, так и основные члены, т. е.

андезины и лабрадоры, что в свою очередь указывает на присутствие

средних и основных эффузивов. Это подтверждается и другими призна-

ками.

Обломки эффузивов представлены как целыми кусочками породы, так

« обломками основной массы и отдельными крупными минералами. Во

вкрапленниках в одних случаях встречаются только плагиоклазы (обычно

основные), в других — и плагиоклазы (тоже основные) и пироксены. Эти

№

http://jurassic.ru/

породы различаются и структурой основной массы и, вероятно, ее соста-

вом, хотя при измененности пород часто это не устанавливается. Таким

образом, можно выделить плагиоклазовые и пироксен-плагиоклазовые пор-

фириты.

0,2мм

Рис.

24. Образец 3 — песчаник граувакко-

вый вулканомиктовый, грубо-крупнозернис-

тый (около Х45; ник. 1)

Плагиоклазовые порфириты обычно мутные, серые, зеленовато-серые,

буровато-серые и непрозрачные лимонитизированные (вероятно, окислены

при выветривании). Плагиоклазы во вкрапленниках размером до 1—2 мм

встречаются как единично, так и в большом количестве (до 50% породы).

Структура основной массы чаще всего андезитовая и гиалопиЯитовая, ре-

же — пилотакситовая и интерсертальная. Вторичные изменения цород, в

целом умеренные, выражаются в более сильном изменении основной мас-

сы,

точнее, стекла невозможно, темноцветного, чем микролитов «'вкрап-

ленников. Состав плагиоклазов первичный, во вкрапленниках чаще всего

лабрадоровый, а в микролитах — андезиновый; плагиоклазы только в

сравнительно небольшой степени хлоритизированы, серицитизированьт' и

отчасти, возможно, соссюритизированы. Стекло же полностью замещено

хлоритом с примесью рудного и минералов группы эпидота — цбизйта,

а в некоторых случаях полностью лимонитизировано. Хлорит представлен

ярким зеленым минералом со сравнительно высоким двупреломленйем," и

только по плагиоклазам

развивается слабоокрашенный и почти изотроп-

ный хлорит типа пеннина.

;

Пироксен-плагиоклазовые порфириты, встречающиеся реже предыду-

щих, отличаются от них наличием во вкрапленниках почти бесцветного

моноклинного пироксена, в целом — несколько более основным плагиокла-

зом — в микролитах чаще всего андезин-лабрадором, по-видимому, и сос-

тавом основной массы, если судить по ее более темному цвету, большей

железистости и развитию минералов группы эпидота-цоизита. Из структур

6* 163

http://jurassic.ru/

чаще развита интерсертальная. Более часто эти порфириты являются мин-

далекаменными; миндалины заполнены ярко-зеленым высокодвупреломля-

ющим хлоритом, реже — кальцитом. По плагиоклазам, помимо хлорита

и серицита, нередко развивается соссюрит. Плагиоклазы вкрапленников

часто содержат округлые включения основной массы. Пироксены свежие

или частично и нацело замещены кальцитом и хлоритом.

Таким образом, плагиоклазовые порфириты в основном отвечают

средним, андезитовым породам, а пироксен-плагиоклазовые, по-видимому,

являются в целом более основными, андезито-базальтовыми.

Цемент заполнения пор (около 20%), в основном хлоритовый, с по-

казателем преломления около

1,6—1,61

и яркими (до второго порядка)

цветами интерференции. К нему участками примешивается крупнокристал-

лический кальцит (1—2%). Цементация выражается также и в образова-

нии структур вдавливания одних зерен в другие (см. рис. 21,//).

Песчаник может быть принят за туффит или туфопесчаник (см.

стр.

177), поскольку является чисто вулканомиктовый, отличается с пер-

вого взгляда однородным составом обломков (андезитовые порфириты),

чисто хлоритовым цементом. Однако наличие сортировки, окатанности

зерен, довольно различный все же состав эффузивов в обломках, неред-

кая их выветрелость и корродированность свидетельствуют о нормально-

осадочном характере песчаника, образовавшемся в результате экзоген-

ного разрушения эффузивных пород и их некоторого переноса водой.

Образец 4, средняя юра, р. Салгир, Крым.

Песчаник граувакковый, крупно-среднезернистый, алевритистый и

глинистый, среднесортированный, состоит из полуокатанных угловатых

обломков метаморфических и осадочных пород, с глинистым цементом ти-

па заполнения пор (рис. 25).

Структура. Размер зерен от 1 до 0,03 мм и, возможно, мельче;

преобладают зерна размером 0,75—0,25 мм (около 70% обломочной

части).

Сортировка средняя. Присутствует алевритовая и глинистая

фракции; отмытость от глины слабая. Таким образом, песчаник, крупно-

среднезернистый, алевритистый и глинистый. Форма зерен полуокатанная

(главным образом у крупных зерен) и неокатанная; нередко зерна удли-

ненные. Многие зерна (механически более слабые) деформированы сосед-

ними (структуры вдавливания).

Текстура беспорядочная. . Очень слабо намечается параллельной

ориентировкой удлиненных зерен слоистость.

Состав обломочной части полимиктовый. Главные компоненты —

обломки метаморфических пород — глинистых, серицитовых, серицит-хло-

ритовых и хлоритовых сланцев, кварцитов, слюдисто-кварцитовых слан-

цев;

меньше распространены обломки осадочных пород: глинистых пород,

алевролитов, кремнистых пород. Резко подчиненными являются зерна

кварца, полевого шпата.

Обломки глинистых сланцев удлиненные, обычно щепковидные, ча-

ще всего с заметной окатанностью (см. рис. 25,/). Размер их варьирует

от 0,6 мм по длине и 0,3—0,1 мм по ширине до мелкоалевритового, ког-

да их трудно отличить от цемента. Цвет серый и темно-серый за счет

включений органического и железистого вещества. Структура сланцев

большей частью микролепидобластовая и гранолепидобластовая, а тексту-

ра— четко сланцеватая. Слагаются в основном гидрослюдистым серицито-

подобным веществом с довольно яркими (желтыми) цветами интерфе-

ренции и более высоким, чем у кварца, показателем преломления. В ка-

честве примесей часто встречается хлорит и кварц, представляющий

собой, очевидно, перекристаллизованные алевритовые зерна. Глинистые

сланцы составляют около 30—40% обломочной части.

164

http://jurassic.ru/

Обломки серицитовых сланцев (5—10%) с глинистыми сланцами

связаны постепенным переходом и отличаются большей раскристаллизо-

ванностью и более светлым цветом (часто бесцветны). Состоят они из

крупночешуйчатого (0,05—0,1 мм) серицита, обладающего яркими (до

красных первого порядка) цветами интерференции.

Рис.

25. Образец 4 — песчаник крупно-сред-

незернистый, граувакковый (около Х50,

ник. 1 и +). Состоит из: / — обломков гли-

нистых сланцев, 2—кварцитов, 3 — слю-

дисто-кварцитовых сланцев, 4 — глин, 5 —

алевролитов, 6 — кремнистых и других по-

Обломки серицит-хлоритовых сланцев (около 5%), сходные с пре-

дыдущими породами, отличаются преобладанием хлорита над серици-

том и кварцем. В одних обломках хлорит, вероятно, представляет со-

бой пеннин, а в других — отличается яркими цветами интерференции

(конец первого порядка).

Хлоритовые сланцы (около 5%), хотя и связаны постепенным пере-

ходом с серицит-хлоритовыми, но тем не менее выделяются в качестве

самостоятельной группы обломков. Форма их нередко близка к нзомет-

рнчной, что свидетельствует о первоначально массивных породах, по

которым образовались сланцы. В ряде случаев закономерное очковое

распределение рудного и своеобразная непараллельная ориентировка

хлоритовых пучков указывает, возможно, на их образование по магма-

тическим породам.

Обломки кварцитов (20—30%) разнообразны по размеру (от 1 до

0,05 мм), форме, структуре, текстуре и составу, большей частью бесцветные

или светло-серые. Форма изометричная и удлиненная, полуокатанная и угло-

ватая. Встречаются как равномернозернистые (от крупнозернистых до мик-

розернистых), так и разнозернистые кварциты; четко порфиробластовые

Ник. +

род

165

http://jurassic.ru/

разности, возможно, развились по кислым эффузивам. Текстура массив-

ная и тонкосланцеватая, когда кварцевые 'зерна вытянуты в одном на-

правлении. Более четко это выражено в слюдистых разностях.

Обломки слюдисто-кварцитовых сланцев (10—15%) близки к квар-

цитам, от которых отличаются большим содержанием (от 20 до 60—70%)

слюдистого минерала — серицита, мусковита, биотита или хлорита. Форма

их, как правило, удлиненная, полуокатанная и угловатая, текстура слан-

цеватая, структура средне- или мелколепидогранобластовая. Выделяются

разновидности по слюдистому минералу.

Обломки глинистых пород (около

5—10%)

условно отделяются от

глинистых сланцев по меньшей раскристаллизованности глинистого ве-

щества, которое обычно представлено микрочешуйчатой бесцветной гид-

рослюдой с примесью хлорита, менее четкой ориентировкой глинистых

чешуек, явно обломочным, неперекристаллизованным характером кварца,

а также иногда — формой, часто изометричной, нередко более сильно де-

формированной соседними зернами, что свидетельствует, очевидно, о их

меньшей прочности. Цвет их обычно темно-серый.

Обломки алевролитов (5—7%) крупные (1—0,3 мм), окатанные, полу-

окатанные и угловатые, представлены чаще всего мелкозернистыми силь-

ноглннистыми типами серого и темно-серого цвета, связанными постепен-

ными переходами с глинистыми породами. Обломочная часть в них обычно

кварцевая. Реже встречаются субаркозовые крупнозернистые алевролиты

с глинистым и кварцевым регенерационный цементом.

Обломки кремнистых пород (около 5%), полуокатанные и угловатые,

размером от 0,7 до 0,05 мм, различны по цвету (от бесцветных до темно-

серых), текстуре и составу. Структура их мелко- и микрозернистая, тексту-

ра—массивная неслоистая, тонкослоистая и плойчатая, чистые разности

состоят из халцедона или кварца (в этом случае лишь сходство по тек-

стуре и другим признакам позволяет условно относить их к кремнистым

породам), а в серых, зеленовато-серых и темно-серых породах к кремни-

стому веществу примешивается глинистое, углистое и железистое ве-

щество.

Кварц (не более 5%)—бесцветный, размером 0,7—0,03 мм, угловатый

и полуокатанный, часто погасает волнисто.

Полевой шпат (2—3%)—бесцветный, неокатанный, размером

0,4—0,05 мм, свежий или слабо серицитизированный, представлен олиго-

клазом и альбитом.

Из акцессорных минералов встречены циркон, ставролит и турмалин.

Цемент глинистый, типа заполнения пор и пленочный, составляет око-

ло 15% породы. Цвет его серый, зеленовато-серый и коричневатый, что

объясняется органическими и железистыми примесями, а также разным

составом глинистых минералов: помимо бесцветного гидромусковита при-

сутствуют зеленые минералы из группы хлоритов и бурый слабо плеохрои-

рующий гидробиотит.

Цемент не полностью заполняет промежутки. Пористость породы не-

большая (не больше 5%), а поры имеют размер обычно не больше

0,1—0,3 мм.

Порода довольно свежая.

Дополнительные методы изучения цемента

Хотя в шлифах цемент может быть изучен достаточно

подробно, все же для окончательного установления его

минералогического состава, а также особенностей химиче-

166

http://jurassic.ru/

ского состава ряда минералов и их количественных соотно-

шений нередко требуется применение других методов. Это

обусловлено определенными отличиями минералов цемента

от обломочных и другими более разнообразными целями

изучения. Минералы цемента часто отличаются переменным

химическим составом, отражающим условия их образова-

ния, широко распространенными явлениями изоморфизма

(карбонатные, сульфатные, фосфатные, глинистые и другие

минералы), плохой раскристаллизованностью или вовсе не-

кристаллическим строением (аморфные минералы глин,

кремнезема, фосфатов, глинозема, железных, марганцевых

руд и других), что затрудняет определение их оптическими

методами исследования. С другой стороны, будучи аутоген-

ными, т. е. рожденными самой средой образования породы,

они служат ценными документами, позволяющими восстано-

вить условия осадконакопления и преобразования породы.

Для этого необходимо знать не только их минералогический

состав, но и многие химические и геохимические особенно-

сти.

Как уже отмечалось, в цементе наиболее распространены

глинистые, карбонатные и кремнистые минералы, реже

встречаются сульфатные, железистые (гидроокисные, суль-

фидные), фосфатные минералы, флюорит, полевые шпаты,

цеолиты и некоторые другие.

В шлифах они устанавливаются с разной степенью до-

стоверности. Если кварц определяют микроскопически

однозначно и иных методов для его диагностики практиче-

ски не существует, то большую часть других минералов

установить труднее, хотя при благоприятных условиях

(мономинеральность цемента, хорошая раскристаллизо-

ванность, значительное содержание и т. д.) они могут

быть определены достоверно. Особенно это относится к хал-

цедону, опалу, гипсу, бариту, флюориту, пириту, фос-

фатам.

Особенно трудно поддаются расшифровке глинистые и

карбонатные минералы — первые из-за мелких размеров

кристаллов, изменчивости состава, наличия промежуточных

членов и нерезкого отличия оптических свойств (см. гл. III),

вторые — из-за широко развитого изоморфизма, большого

сходства кристаллографических и оптических свойств (почти

все они тригональные, обычно кристаллизуются в виде

ромбоэдров, оптически отрицательные, обладают очень вы-

соким двупреломлением и т. д.), а иногда — по причине их

микрозернистой структуры (см. гл. V). В этих случаях не-

167

http://jurassic.ru/

редко макроскопически (например, опробованием соляной

кислотой) можно легче установить их минералогический со-

став.

Тем не менее изучение в шлифах позволяет практиче-

ски всегда определить группу, к'которой относятся данные

глинистые или карбонатные минералы, предположительно

назвать эти минералы и ориентировочно оценить их соотно-

шение в цементе.

Определения, сделанные по шлифам, проверяют иммер-

сионным методом, окрашиванием, химическим и термиче-

ским анализами, а также исследованиями в электронном

микроскопе, рентгенографически или электронографически,

о чем более подробно говорится в главах I, III—VI.

В применении особенно удобен и прост иммерсионный

метод, которым могут быть определены многие минералы

цемента: кремнистые, фосфатные, сульфатные, карбонатные

и др. Для этого следует только наскрести (или раздробить)

от куска породы немного зерен цемента и, зная приблизи-

тельно минерал, приготовить препарат с соответствующей

жидкостью.

Для карбонатов большей частью достаточно ориентиро-

ваться на один показатель — n

, являющийся обыкновенным.

Хотя иммерсионный метод для определения глинистых мине-

ралов дает меньше, тем не менее его с успехом применяют

и для их диагностики (метод ориентированных агрегатов —

стр.

212).

Карбонатные, фосфатные и глинистые минералы в ряде

случаев можно установить методами окрашивания (стр. 214.

288).

Химический и термический анализы могут быть примене-

ны для диагностики практически любых минералов цемента.

Для этого необходимо собрать несколько граммов цемент-

ного вещества, чистого от обломочных компонентов, по-

скольку присутствие последних затруднит или сделает не-

возможным расшифровку данных этих анализов. Глинистое

вещество извлекают размачиванием в воде и отмучиванием;

карбонатное, фосфатное и железистое — чаще всего слабой

(2—5%-ной) солянокислой вытяжкой (стр. 107), опало-

вое—

щелочной вытяжкой (стр. 108). Если этими способами

не удается отделить цемент от обломочной части породы,

его извлекают механическим способом — раздроблением по-

роды и отбором под бинокуляром.

Электронный микроскоп, рентгеноструктурный анализ и

электронографию чаще применяют для исследования глини-

стых минералов цемента (стр. 75—82, 227—231).

168

http://jurassic.ru/

Изучение пирокластических пород

Классификация и номенклатура. Пцрокластические поро-

ды,

занимающие промежуточное положение между магмати-

ческими эффузивными и чистоосадочными, представляют со-

бой важную группу пород, широко распространенную в об-

ластях наземного или подводного вулканизма всех геологи-

ческих эпох. Они образуются при эксплозивной (взрывной)

деятельности вулканов, когда эпизодически в воздух выбра-

сывается раздробленный взрывом материал — от пылеватых

частиц размером в сотые и тысячные доли миллиметра до

крупных глыб диаметром в несколько метров. Основная

масса этого материала отлагается вблизи центра изверже-

ния, а тонкие, пепловые частицы уносятся на сотни и тыся-

чи километров. Пирокластический материал и в том и

другом случае оседает практически мгновенно и образует

чистые, без существенной посторонней примеси, пласты ту-

фов мощностью от нескольких метров до сантиметра и

меньше. В условиях водной среды при небольшом замедле-

нии осаждения и непродолжительном перемывании имеется

возможность некоторой сортировки материала по размеру

и разбавления его нормальноосадочной (терригенной и

аутигенной) примесью, обычно подчиненной. В этом случае

образуются туффиты. При более значительном перемывании

и разбавлении нормальноосадочным материалом, а имен-

но при преобладании последнего над туфовым образу-

ются породы, которые чаще всего называются туфогенно-

осадочными или туфоосадочными (например, туфопесчани-

ки,

туфогравелиты и т. д.), а при незначительном содержа-

нии туфового материала — просто песчаником, гравелитом

и т. д. с туфогенной (туфовой) примесью или породами

слаботуфогенными (табл. 15).

Намеченные четыре ряда пород — туфы, туффиты, туфо-

осадочные и нормальноосадочные породы с незначительной

туфовой примесью (слаботуфогенные) — в настоящее время

выделяются практически всеми петрографами, литологами и

вулканологами и только в понимании границ этих рядов,

т. е. в количественных соотношениях туфового и нормально-

осадочного материала, принимаемых за их границы, суще-

ствуют еще некоторые расхождения (Швецов, 1958, стр. 191

и др.). Однако и в этом за последние годы достигнуто

сближение точек зрения, что выразилось в выработке комис-

сией по номенклатуре и классификации вулканогенно-оса-

дочных пород согласованной классификации (Классифика-

ция вулканогенных обломочных пород, 1962).

169

http://jurassic.ru/