Кузнецов В.Г. Литология. Осадочные горные породы и их изучение

Подождите немного. Документ загружается.

Рис. 5.8. Песчаник мелкозернистый мономинеральный кварцевый с кальци-

товым цементом базального типа пойкилитовой структуры.

Зерна изометричные окатанные и полуокатанные. Местами отмечаются!

конформные и инкорпорационные контакты зерен. С анализатором. Визе.

Волго-Уральская область

вые полтавские пески Украины). Цементация таких пород

часто осуществляется за счет нарастания регенерационных

кварцевых же каемок на обломочных зернах. Подобная

структурная характеристика обусловлена условиями форми-

рования кварцевых песков и песчаников. В большинстве слу-

чаев они образуются в результате многократного перемыва и

переотложения более древних песчаников. При этом разру-

шаются и исчезают менее устойчивые минералы, что ведет к;

относительному обогащению оставшихся обломков кварцем,j

и одновременно зерна последнего хорошо обрабатываются ц

сортируются. Тем самым увеличивается минеральная и|

структурная зрелость пород. Кварцевые же песчаники, обра-j

зовавшиеся при размыве и переотложении полно развитых

кор выветривания гранитоидов, обычно содержат каолинито-|

вый цемент (нижняя юра Карачаево-Черкессии), а зерна либо

слабо окатаны, либо не окатаны вовсе. Мономинеральные

кварцевые и олигомиктовые песчаники нередко ассоциируют

с глауконитом и фосфоритами.

280

Аркозы, образующиеся при перемыве продуктов разруше-

ния кислых магматических пород, имеют розовый, краснова-

то-серый, желтовато-серый и серый цвет и состоят в основ-

ном из кварца и полевых шпатов. Обломочные зерна нередко

полуокатанные, угловатые, что частично определяется физи-

ческими свойствами полевых шпатов — наличием спайности

в двух направлениях, а частично тем, что обломочный мате-

риал, в отличие от предыдущего случая, не претерпел дли-

тельного переноса и многократного переотложения.

Цемент аркозовых песчаников достаточно разнообразен —

карбонатный, глинистый (гидрослюды, каолинит), часто же-

лезистый.

Породы семейства граувакк, как правило, серые и чаще

темно-серые, почти до черного, иногда бурые и розово-

красные. Это отражает цвет слагающих их зерен.

В настоящее время по составу выделяются по крайней ме-

ре четыре вещественных разновидности граувакк, исходя из

преобладающего состава обломков: петрокластические с

преобладанием обломков магматических пород, лшпокласти-

ческие (лититовые) с преобладанием обломков осадочных

(исключая кремнистые) пород, кремнистые, в которых более

половины зерен представлены обломками кварцито-кремнис-

тых пород и, наконец, полимиктовые, в которых содержание

ни одной из этих групп не достигает 50 % (рис. 5.9). Естест-

венно, что при таком разнообразии исходного материала и

цвет пород существенно различен, хотя «типичные» граувак-

ки те, которые были описаны как петротип данного семейст-

ва — темно-серые. Обломочный материал, как правило,

крупнозернистый, плохо отсортирован и плохо окатан. Од-

ним из характерных свойств граувакк является наличие зна-

чительного количества глинистого цемента, состоящего из

серицита, хлорита, гидрослюд, цеолитов, а также аутигенного

кремнезема. Структурные и вещественные характеристики

граувакк свидетельствуют о том, что важным источником

сноса служили различные горные породы, в том числе эффу-

зивные образования преимущественно основного состава, а

перенос обломочного материала был относительно ограничен.

Это не способствовало ни его сортировке, ни окатанности.

Описанные три семейства песчано-алевритовых пород

четко различной степени «зрелости» обломочного материала

отличаются и определенной тектонической позицией их рас-

пространения.

Граувакки — это породы наиболее «свежие», в макси-

мальной степени сохраняющие состав исходных материнских

281

Вулканические и

плутонические

породы

Кремнистые

породы и

кварциты

Осадочные и

метаморфичес-

кие породы

Рис. 5.9. Схема минералого-петрографической классификации пород семей-

ства граувакк (по В.Н. !Иванову, 1987)

пород. Они формируются в условиях расчлененного рельефа!

в геосинклинальных и горно-складчатых областях. Аркозы|

развиты как в горно-складчатых областях на завершающих}

стадиях развития, когда обнажаются и размываются гранит-|

ные плутоны, так и на платформах. Мономиктовые кварце-j

вые песчаники — это наиболее «зрелые», практически только

платформенные образования, где только и возможно много-

кратное перемывание и переотложение материала.

Используя современную терминологию тектонических

структур и геодинамических режимов, можно говорить, что

петрокластические граувакки — это образования океаниче-

ских комплексов, смешанные группы граувакк связаны с ок-

раинно-континентальными комплексами, а аркозы и особен-

но олигомиктовые и кварцевые песчаники — образования

континентальных платформ. Имеются и более тонкие разли-

чия, к примеру, несколько различны минеральные ассоциа^

ций активных и пассивных континентальных окраин и т.д.

(«Систематика и классификация...», 1998).

282

Песчаные и алевритовые породы во многом сходны по

своим свойствам, однако разница в размерности (хотя и

формальная с граничным размером в 0,1 мм) определяет и

некоторые различия. Прежде всего, алевритовые зерна, как

правило, не окатанные, угловатые, в отличие от песчаных,

которые, напротив, нередко хорошо окатаны, что, как отме-

чалось ранее, обусловлено разным способом транспортиров-

ки зерен разного размера. При волочении по дну зерна пес-

чаной размерности очень часто соприкасаются, сталкиваются

друг с другом, обрабатывают друг друга, что ведет к их ока-

тыванию, в то время как мелкие алевритовые зерна транс-

портируются во взвеси, т.е. практически не соударяются и,

как следствие, не окатываются.

Второе отличие заключается в вещественном составе. По-

лимиктовые алевриты — весьма редкая разновидность. Пре-

обладающими являются алевролиты кварцевые и олигомик-

товые. Это связано с тем, что дробление зерен при выветри-

вании и переносе ведет к более быстрому уничтожению не-

устойчивых обломков, и сохраняются устойчивые — кварц и

в меньшей степени калиевые полевые шпаты.

Наконец, третьей особенностью является обычно повы-

шенная глинистость и наличие переходов к алевритовым и

алевритистым глинам. Более того, кроме пластов и значи-

тельных по мощности прослоев алевролитов существуют

очень мощные толщи глинисто-алевролитовых пород, где по-

следние образуют тонкие, неправильные прослойки и лин-

зочки.

Песчано-алевритовые породы по своей природе полифа-

циальны, т.е. образуются в очень широком диапазоне как на-

земных, так и водных обстановок. Пласты и линзы песчаных

и алевритовых пород встречаются в наземных конусах выно-

са — пролювиально-делювиальных отложениях, как эоловые

образования пустынь и прибрежных дюн, в флювиогляциаль-

ных, речных и озерных отложениях. В морях и океанах они

распространены от прибрежного пляжа и устьев рек (дельт)

через шельфовые зоны до подножья континентального скло-

на, куда большое количество материала выносится турбидит-

ными потоками. По-видимому, основная масса песчано-

алевритовых пород формируется в мелководно-морских усло-

виях, где они слагают нередко многосотметровые толщи от-

носительно хорошо отсортированных песчаников очень ши-

рокого площадного распространения (рис. 5.10). Именно эти

отложения являются основными терригенными коллекторами

нефти и газа. Значительные, но пока не учтенные количест-

283

Рис. 5.10. Обнажение меловых песчаников. Узбекистан. Северная Фергана

венно массы песчаников и алевролитов существуют в скло-

новых турбидитных отложениях континентальных склонов —

флише геосинклинальных зон. Их продуктивность также до-

казана в ряде регионов мира. Говоря о песчано-алевролито-

вых породах как резервуарах нефти и газа, нельзя не отме-

тить значительную продуктивность дельтовых и частично ал-

лювиальных отложений.

Как и с петрографической характеристикой, песчаники и

алевролиты имеют много общего по обстановкам образова-

ния, однако для алевролитов имеются и свои особые области

образования и соответственно специфические толщи. Преж-

де всего это такое своеобразное образование, как лёсс —

мощные высокопористые эоловые отложения областей арид-

ного и семиаридного климата, которые идентифицированы

ныне и в древних дочетвертичных отложениях (но уже зна-

чительно уплотненные).

Вторая область преимущественного, по сравнению с пес-

чаниками, распространения алевритовых пород — это мощ-

ные «сланцевые» толщи древних континентальных окраин

(«черносланцевые формации начальных этапов развития гео-

синклиналей»). Здесь они образуют отдельные слои, но чаще,

как отмечалось выше, — неправильные прослойки, линзочки

небольшой мощности. Учитывая огромные мощности таких

284

отложений, суммарный объем алевролитов, а тем более алев-

ритового материала в таких толщах в целом весьма велик.

Наконец, видимо, значительные массы алевритового мате-

риала сосредоточены в контуритах у подножий континен-

тальных склонов в зонах контурных течений — придонных

течений, двигающихся примерно по одной изобате — «кон-

туру», которые намывают мощные и протяженные аккумуля-

тивные формы.

Обобщая сказанное, можно говорить о геологических

формах нахождения песчано-алевритовых пород. Это отло-

жения широкого площадного распространения и нередко

большой мощности (эоловые и мелководно-морские отложе-

ния), полосообразные в плане и линзовидные в сечении об-

разования с вогнутым вниз основанием (флювиогляциальные

и аллювиальные) или, напротив, с выгнутой вверх кровлей

(различные бары), веерообразно ветвящиеся полосовидные

накопления речных дельт, пласты в мощных толщах значи-

тельной протяженности, но относительно ограниченных по

ширине, на континентальных склонах и их подножьях.

5.2.3. ЭДА.ФОГЕННЫЕ ОБЛОМОЧНЫЕ ОТЛОЖЕНИЯ

Как указывалось в разделе 5.1.1, кластические

образования представлены двумя типами — терригенными,

обломочный материал которых образовался на суше, и эда-

фогенными, материал которых состоит из продуктов подвод-

ного разрушения коренных пород дна морей и океанов (Мур-

дмаа, 1987).

Выделение этой группы и отдельное описание в специаль-

ном разделе, как это сделано в данном случае, строго говоря,

нарушает общий принцип, так как это тоже обломочные от-

ложения различного гранулометрического спектра, правда,

пока не литифицированные. Однако они принципиально от-

личаются от большинства терригенных отложений по мине-

ральному составу, фациальным условиям и процессам обра-

зования, а главное — по отсутствию какой-либо связи с раз-

мывом суши. Поэтому они выделены и кратко описаны в от-

дельном разделе, хотя, повторим, выделены они не по чисто

петрографическому признаку, а по месту и условиям образо-

вания.

Источником эдафогенного материала служат срединно-

океанические хребты, а также другие внутриокеанические

поднятия. Этот материал накапливается на склонах хребтов и

в глубоководных желобах.

285

Среди эдафогенных отложений присутствуют грубообло-

мочные разности (глыбовые накопления, щебень, дресва),

песчано-алевритовые и алевро-пелитовые осадки. Обломоч-

ный материал обычно совершенно не окатанный, а по мине-

рально-петрографическому составу он практически иденти-

чен коренным породам дна. В современных океанах эдафо-

генные отложения сложены продуктами разрушения основ-

ных и ультраосновных пород и их метаморфизованных раз-

ностей — базальтов и матабазальтов, диабазов, габброидов,

гипербазитов и серпентинитов, т.е. близки по составу офио-

литовым ассоциациям.

В грубообломочных осадках преобладают обломки соот-

ветствующих пород, в песчано-алевритовых — минера-

лы группы серпентина, плагиоклазов, хлорита, моноклин-

ного пироксена, актинолита — тремолита, эпидота, жильный

кварц.

В настоящее время эдафогенные отложения известны в

пределах современных океанов, хотя возраст этих осадков не

только четвертичный, но и более древний. В пределах конти-

нентов достоверных эдафогенных образований пока не выяв-

лено, но возможно, что обнаружение древней океанической

коры и связанного с ней меланжа в пределах горно-

складчатых областей позволит идентифицировать обломоч-

ные образования этого комплекса как эдафогенные. Ими мо-

гут оказаться некоторые олистостромы и граувакки.

5.2.4. ВУЛКАНОГЕННО-ОБЛОМОЧНЫЕ ПОРОДЫ

Несколько своеобразную группу обломочных

пород представляют пирокластические, или вулкано-класти-

ческие (вулканогенно-обломочные) породы. В отличие от

обычных «нормальных» осадочных пород, образование мате-

риала которых происходит в экзогенных условиях, обломоч-

ный материал этих пород имеет эндогенное происхождение и

формируется в результате эруптивной деятельности. Но по

месту и механизмам формирования — это нормальные оса-

дочные образования. Строго говоря, твердый вулканический

материал поступает во все области осадконакопления и сме-

шивается с любыми по составу и происхождению осадками,

т.е. формируются разнообразные вулканогенно-осадочные

породы, но наиболее распространенными являются породы

вулканогенно-обломочные. Современная достаточно полная

характеристика этих пород дана в неоднократно упоминав-

шейся сводке «Систематика и классификация...» (1998).

286

Первые классификации подобных отложений были пред-

ложены в первой трети XX в., и с некоторыми модифика-

циями они в общем используются и в настоящее время.

Обычно первое подразделение проводится на основе ко-

личественных соотношений вулканического и «нормально»

осадочного материала. По этому признаку выделяются туфы,

в которых содержание чисто вулканического материала со-

ставляет 90 % и более (рыхлые несцементированные породы

называются пеплом). При содержании вулканического мате-

риала в пределах 50

—

90 % породы называются туффитами, и,

наконец, породы, в которых этого материала от 10 до 50 %, —

туфогенными.

В зависимости от размеров обломочного и вулканического

материала, как и в обычных обломочных породах, выделяют-

ся туфогенные (туффитовые) алевролиты, песчаники, граве-

литы. Породы с очень крупными обломками (более 10 см, но

иногда и

3 —

5 см) называются агломератами.

В зависимости от характера вулканических продуктов вы-

деляют витрокластические туфы (туффиты), если вулканиче-

ский материал представлен в основном обломками вулкани-

ческого стекла, туфы (туффиты) кристаллокластические, если

это кристаллы минералов или их фрагменты, и туфы (туффи-

ты) литокластические, если это обломки вулканических

пород.

Вулканогенно-осадочные, в том числе вулканогенно-

обломочные породы относительно редки в объеме страти-

сферы, и тем более они редки в разрезах нефтегазоносных

бассейнов. Вместе с тем в ряде случаев они могут быть даже

коллекторами нефти и газа. С такими породами, например,

связаны некоторые газовые залежи триаса Вилюйской си-

неклизы Сибирской платформы.

5.3. МЕХАНИЗМЫ И ОБСТАНОВКИ

ОБРАЗОВАНИЯ ОБЛОМОЧНЫХ ПОРОД

При описании отдельных групп пород в той

или иной степени отмечались обстановки их образования,

поэтому в данном разделе суммируются некоторые общие

положения. Напомним, что в целом можно говорить о прак-

тически глобальном распространении обломочных пород во

всех географических зонах Земли как на континентах, так и

в Мировом океане. Это, естественно, определяет и многооб-

разие обстановок их накопления.

287

Источником обломочного материала является вулканизм,

коры выветривания на суше (особенно зоны механического

разрушения, дезинтеграции коренных пород любого проис-

хождения — магматических, метаморфических, более древ-

них осадочных), поставляющие терригенный материал, при-

поднятые участки морского дна, являющиеся источником

эдафогенного материала.

Транспортировка обломочного материала к местам осаж-

дения осуществляется в форме оползней, обвалов и всеми

известными агентами переноса — водой, ветром (атмосфе-

рой), льдом, организмами. Подавляющая часть его переносит-

ся водами. Так, по данным А.П. Лисицина, ежегодно в Миро-

вой океан реками выносится 18,53 млрд τ обломочного мате-

риала. Абразия берегов, т.е., по сути дела, вовлечение этого

вещества в осадочный процесс водами, добавляет еще при-

мерно 0,5 млрд т. Ледовый и эоловый перенос доставляют в

Мировой океан еще соответственно 1,5 и 1,6 млрд т/год об-

ломочного материала. В морях и океанах его транспортиров-

ка осуществляется, естественно, только водой. Весьма значи-

тельные массы обломочного вещества транспортируются

всеми этими агентами на суше. В этих условиях, особенно в

аридной климатической зоне, относительно возрастает зна,-

чение эолового переноса. В высокогорных районах, а в пер

риоды глобальных оледенений и на равнинах, резко увеличи-

вается роль транспортировки материала льдом. Перенос об-

ломочного материала организмами существует, но количест-

венная роль его крайне мала.

При водной транспортировке крупные обломки перено-

сятся волочением по дну, средние — сальтацией, т.е. попере-

менно то волочением, то во взвеси, мелкие — во взвеси.

Ясно, что понятия крупные, средние и мелкие — весьма

условны, так как отнесение их к той или иной группе зави-

сит от скорости течения, от энергии транспортирующей

среды. Как уже указывалось, в любом случае более крупные

обломки при прочих равных условиях бывают лучше оката,-

ны, а мелкие — хуже. В связи с этим алевритовые частицы,

которые обычно переносятся во взвеси, как правило, не ока-

таны. I

Механический способ переноса определяет, по сути дела^,

и способ осаждения, который связан со снижением энерги^

транспортирующей среды или, в более простой форме, — с

уменьшением скорости течения воды и силы ветра. Это по-

ложение несколько видоизменяется для ледового переноса:

лед просто тает, и переносимый им материал осаждается —

288

сТ

аеТСЯ на месте таяния, или вовлекается в дальнейший пе-

OC флювиогляциальными потоками.

^ обстановки, где формируются обломочные отложения, су-

^ по глобальности нахождения последних, также весьма

Многообразны и охватывают практически всю поверхность

земного шара. Это субаэральные склоны гор и вообще всех

неровностей наземного рельефа, где формируются обвально-

оползневые отложения, озера, реки, пустыни и прочие облас-

ти континентов. Громадные массы обломочного материала

накапливаются в дельтах и выносятся в Мировой океан —

конечные водоемы стока. Здесь он распределяется и осажда-

ется на шельфах, континентальных склонах и их подножиях

в виде подводных конусов выноса, в глубоководных желобах.

Эдафогенный, собственно океанический обломочный матери-

ал скапливается на склонах срединно-океаничеких хребтов

APY

fhx

поднятий. Единственной зоной, где подобные отло-

ясения не формируются, по-видимому, являются удаленные

от внутриокеанических поднятий участки абиссальных рав-

нин. Обломочный материал за счет вулканизма и эолового

переноса сюда тоже поступает, но собственных пород не

образует, а является лишь факультативной примесью в

основных отложениях этих обстановок — глубоководных

глинах, планктоногенных карбонатных и кремнистых осадках

и породах.

5.4. НЕКОТОРЫЕ ЧЕРТЫ ЭВОЛЮЦИИ

ОБЛОМОЧНОГО ПОРОДООБРАЗОВАНИЯ

В ИСТОРИИ ЗЕМЛИ

Относительная простота механизмов образова-

ния — отложение материала при снижении энергии транс-

портирующей среды — и широчайшее распространение об-

ломочных отложений в самых разных обстановках, присутст-

вие их в отложениях всех возрастов, казалось бы, должны

были обусловить постоянство самих обломочных пород во

времени, отсутствие эволюции обломочного породообразо-

вания. Однако черты эволюции в образовании этой группы

пород все же установлены и обусловлены они общей эволю-

цией геологических процессов в истории Земли.

Прежде всего было установлено, что средний размер об-

ломков (галек) в разновозрастных конгломератах не одинаков

и направленно увеличивается со временем. Другими словами,

289