Петтиджон ?. Дж. Осадочные породы

Подождите немного. Документ загружается.

на. Очевидно, скорость расхода через данное поперечное сечение зави-

сит не только от породы, но и от характера флюида и гидравлического

напора или давления.

Проницаемость пористой среды можно выразить через объем флюи-

да Q (см

/с), проходящий через сечение площадью С (см

) на рас-

стояние L (см). Этот объем прямо пропорционален перепаду давления

P (атм) в начальной и конечной точках системы, и обратно пропорцио-

нален вязкости флюида V (сП).

где К — коэффициент пропорциональности — означает проницаемость,

фактор, характеризующий рассматриваемую породу. Этот коэффициент

измеряется в дарен. Песок обладает проницаемостью 1 Д, если он

пропускает 1 см

флюида (вязкостью 1 сП) за одну секунду через

Проницаемость (дарси)

10° ΙΟ"' IO'

ICf

кг

· IO"

1 I I J I I ' 1 '

Материал

ι '

Illl

I I

Гидродинами-

ческие

показатели

Сильноводоносный

горизонт

Слабоводоносный

горизонт

Непрони-

цаемые

породы

Рнс. 3-40. Размах проницаемости у различных рыхлых пород. По Тодду [310], с раз-

решения издательства «Джои Уайли и сыновья».

I — чнсгыс гравелиты; II—чистые пески, смеси песка и гравия; III —очень мелкий песок, алев-

рит, смеси песка, алеврита и глины, ледниковый тиль, слоистые глины и т. д.; IV — свежие (не-

выветрелые) глины

сечение площадью 1 см

при градиенте давления в 1 атм * на расстоя-

нии 1 см. Современные пески обладают проницаемостью от 10 до 100 Д

и более (рис. 3-40). Но у большинства сцементированных песчаников

проницаемость, вероятно, будет значительно ниже 1 или 2. Поэтому

обычно проницаемость приводится в миллидарси (мД).

Трудно преувеличить роль, которую играет проницаемость при изу-

чении коллекторов нефти и водоносных горизонтов. Значительные уси-

лия были затрачены на измерение проницаемости и определение геоло-

гических факторов, контролирующих ее. Методика измерения прони-

цаемости детально описана в различных статьях и лабораторных

пособиях [55, с. 335—364; 221, с. 244—249].

На коэффициент проницаемости К рыхлых песков влияют грануло-

метрический состав породы, сортировка, форма зерен и упаковка. Влия-

ние размера и его выдержанноеги на проницаемость изучалось экспери-

ментально. Крамбейн и Монк [170], например, использовали просеян-

ный песок ледниковых наносов, из которого приготавливалась смесь

определенного состава. Поскольку большинство природных песков ха-

рактеризуется логнормальным распределением, то полученные смеси

тоже обнаруживают логнормальное распределение зерен по размеру.

Образцы подбирались в группы либо с одинаковым средним размером,

но переменным стандартным отклонением (сортировкой), либо с оти-

накозым стандартным отклонением, но переменным средним размером.

Таким образом влияние размера и сортировки можно изучать раздель-

но. Крамбейн и Монк установили, что коэффициент проницаемости ко-

* В системе СИ 1 атм= 1,03 Па.—Прим. ред.

103-

5000

л 2 500

1000

_ 500

250

Ю0

•

« •

• ·

•

••V

•

• ·

•

....

•

0.1 02 Сй

Размер зерен, мм

Рис 3-41. Развертка проницаемости. По КрамбеЙ1у и Монку [170].

Видна взаимосвязь между проницаемостью, средним размером tr стандартным отклонением ITo

вертикальной оси отложена проницаемость (в дарен), а по горизонтальным осям средниЛ гео-

мстрнческнЛ диаметр (в мм) н стандартное отклонение (в Ф-еднинцах). Характер проницаем

поверхности изображен в виде лнннЛ ссткн, представляющих собой параболы, параллельные пло-

скости проницаемости, н отрицательные экспоненты, параллельные плоскости, соответствующей

стандартному отклонению проницаемости

Рис. 3-42. Зависимость проницаемости от размеров обломочных зерен, песчаник Бен-

хеймер, нефтяное месторождение LlIepxopu, окрестности Лонгена, Центральная Европа

По Эигельгардту [76], с разрешения издательства «Шпрингер»

1000

500

100

5 50

, 10

» 5

' 1

ч 05

0,05

0.01

•

• · •

• · ·

···

•

• '

·· I

ж· V

V·

::·

•

S .

л*.:·

··

»··

• ·

•

V·

ν;

·"··„

···

•

.»

• ·

•

• ·

0 5 Ю 15 20 25 30

Пористость, %

Рис. 3-43. График соотно-

шения пористости с прони-

цаемостью, верхнекаменно-

угольный песчаник. По

Фюхтбауэру [97]

леблется прямо пропорционально квадрату

диаметра и обратно пропорционально лога-

рифму стандартного отклонения (рис. 3-41).

В природных песчаниках устанавливается

тесная связь между проницаемостью и грану-

лометрическим составом: проницаемость уве-

личивается с увеличением размера (рис. 3-42)

Форма зерен, слагающих породу, выра-

женная через их сферичность, влияет на про

ницаемость вероятно потому, что пески с низ-

кой сферичностью зерен приобретают высо-

кую пористость и свободную упаковку, а сле-

довательно, н повышенную проницаемость.

Проницаемость также зависит от упаков-

ки, поскольку, как мы наблюдали для сфер

определенного размера, размеры пор (опре-

деляющие проницаемость) зависят от чарак-

тера упаковки. Поэтому любое изменение упа-

ковки, увеличивающее пирнешемь,

приведет

к увеличению проницаемости; это заключение

было проверено экспериментальным путем

[77]. Теоретически проницаемость независима

от пористости, хотя очевидно, что непористая

порода будет также и непроницаемой. С дру-

гой стороны, высокопорпстая порода ие обя-

зательно проницаемая. Мелкозернистые поро-

ды, несмотря па высокую пористость, обычно

104-

слабо проницаемы. Соотношения между пористостью, проницаемостью*

к гранулометрическим составом изучались как экспериментальными, так

и теоретическими методами [77], а также чисто теоретическими иссле-

дованиями [272, с. 100 108]. В первом приближении проницаемость

пропорциональна первой производной пористости и обратно пропорцио-

нальна второй производной удельной поверхности (см

/см

). Следова-

тельно, чем мельче зерно (и поэтому больше удельная поверхность),

тем меньше проницаемость. В песчинках между пористостью и прони-

цаемостью существует грубая корреляция. Проницаемость имеет зна-

чительно больший размах величины, чем пористость (рис. 3-43).

В слоистых отложениях проницаемость выше параллельно слоисто-

сти. В некоторых песках значение проницаемости изменяется в раз-

личных направлениях параллельно слоистости вероятно из-за анизо-

тропной текстуры отложений [204; 241, с. 50].

Кристаллические и другие структуры

эндогенного происхождения *

Эндогенные структуры, обнаруживаемые в осадках, выпадающих

из раствора или образовавшихся при перекристаллизации или измене-

нии ранее существовавших материалов, четко выделяются и заметно

отличаются от экзогенных структур — структур обломочных отложений.

В первой группе отложений слагающие минералы образуются иа том

месте, где сейчас находятся, во второй — они попадают в каркас поро-

ды в виде твердых частиц.

Все что известно о первичных структурах обломочных отложений,,

мы рассмотрели в предыдущих разделах, теперь рассмотрим наиболее

характерные черты структур, образованных химическим путем. Мы н&

считаем, что указанные типы структур между собой не связаны. Во

MHOiHX осадочных породах устанавливаются оба типа. Например, песча-

ник обладает экзогенным или кластическим каркасом, но в нем может

быть "акже и эндогенный цемент кристаллической структуры. Подоб-

ным образом во многих песчаниках наблюдаются оба типа структур;

в некоторых случаях карбонатные пески обломочного происхождения

сцементированы кристаллическим карбонатным материалом, осажден-

ным химическим путем.

Кристаллические структуры

Строго говоря, практически все породы, даже глины, кристалличе-

ские, но термин кристаллические обычно сохраняется за теми

породами, которые представляют собой агрегаты взаимопроникающих

кристаллов. Такие породы называются гранулярнокристалличе-

с к и е, или с а χ ароидные. Аркозы, сцементированные кальцитом,,

также являются кристаллическим агрегатом, хотя так и не

называются. Элементами каркаса такой породы являются зерна квар-

ца или полевого шпата, каждое зерно явно кристаллического происхож-

дения, но, принимая во внимание обломочную природу этих зерен, поро-

да характеризуется кластической, а не кристаллической структурой.

Однако карбонатный цемент обладает четким кристаллическим строе-

нием.

* У нас термин «эндогенная структура» применяется исключительно при описании

пород, сформированных эндогенными процессами (т. е. изверженных » метаморфиче-

ских).— Π ρ и м. ред.

105-

Терминология, применяемая к кристаллическим текстурам и струк-

турам осадочных пород, ие унифицирована. Фридман [94] рассмотрел

этот вопрос и отметил большио чолабания в применении терминов, кро-

ме того, для описания осадочных пород используется терминология,

•заимствованная из петрографии кристаллических изверженных и мета-

морфических пород, и эта практика достойна осуждения. Поэтому

•Фридман предложил новую группу терминов, применение которых

ограничено карбонатными породами, что очень неудачно, поскольку

аналогичные структуры устанавливаются и у гипса, ангидрита и дру-

гих кристаллических отложений.

В настоящей книге использована терминология, применяющаяся

при изучении метаморфических пород отчасти потому, что не хотелось

усложнять и без того сложную терминологию, но главным образом по-

тому, что мы считаем диагенетические процессы — перекристаллизацию,

замещение и внутреннюю перестройку (неоморфизм)—в конеччом

счете метаморфическим преобразованием породы. Не существует раз-

рыва между диагенезом и метаморфизмом, как принято считать, и все

преобразования в твердой фазе считаются метаморфическими, незави-

симо от того, происходят они при нормальных или повышенных, зна-

чениях температуры и давления. Структуры и текстуры в обоих, слу-

чаях те же самые, поскольку процессы происходят аналогичные.

Кристаллические элементы. Основными компонентами кристалличе-

ской структуры являются отдельные кристаллические элементы. Если

они крупные, то структура называется макрокристаллическая,

если мелкие — микрокристаллическая, промежуточная структу-

ра— мезокристаллическая. Кристаллические структуры, харак-

тер которых с трудом определяется под микроскопом, называются

криптокристаллическими. Было сделано несколько попыток

дать количественные значения предлагаемым терминам (табл. 3-12).

Некоторые из них, например микрит, микроспаррит и спар-

р и т, применялись для характеристики кристаллического строения из-

вестняков. Они рассматриваются в главе, посвященной известнякам.

Следует принимать во внимание не только размер кристаллов, но

и их выдержанность по размеру. Если размеры зерен равные, приме-

няется термин равнозериистая структура, а при неравенстве зе-

рен— ρ аз нозерн ист а я. Иногда выдержанность кристаллических

зерен по размеру нарушается и выделяются крупные кристаллы, раз-

мер которых на порядок выше окружающих. Такие кристаллы анапо-

гпчны порфиробластам гранатов или ставролита в кристалличе-

ских сланцах и называются этим термином (порфиротопы по Фридма-

ну пли порфирокристаллическая текстура Фемистера [237]). Напри-

мер, в некоторых слоях ангидрита встречаются крупные, хорошо

заметные кристаллы гипса, заключенные в микрокристаллический ан-

гидритовый матрикс.

Если в крупный кристалл включены мелкие кристаллы другого

минерала, структура называем» нойкилобластическая (пойки-

лотопиая по Фридману и пойкилохристалличсская Фемистера). Ана-

логичное строение наблюдается в песчаниках, в которых калыштозый

цемент обладает единой кристаллографической ориентировкой на зна-

чительной площади и включает множество пссчаных зереи (песчаных

кристаллов). Таким же образом крупные кристаллы барита могут со-

держать песчаные зерна (розетки барита).

Форму кристаллических элементов можно характеризовать по при-

знакам степени выраженности наружных граней кристаллов и Iix спм-

106

метрии. Те, у которых кристаллические грани не выражены, называ-

ются ангедральиыми (anhedral), а ограниченные хорошо выра-

женными гранями —эвгедр ал ьным и (euhedral). Для кристаллов,

охарактеризованных единичными гранями или имеющих неполные кри-

сталл 1ческие очертания, применяются термин субгедральиые

(subhedral).

Важно также происхождение границ между кристаллами в кристал-

лическом агрегате. Границы между кристаллическими элементами мо-

гут быть прямые, изогнутые, фестончатые, зазубренные

или сутурные. Спрай [299, с. 19—46] детально изучил проблему

Таблица 3-12

Кристаллические структуры и строение

Макрокристаллическая («гракобластовая», более 0,75 мм)

Равнозерннстая (границы зерен сутурные или мозаичные)

Ксенотопная (большая часть зерен без кристаллической огранки)

Гипиднотопная (зерна частично огранены)

Иднотопная (грани выражены у большинства кристаллов)

Разнозерннстая

Ксенотопная

Порфнротопная («порфнробластическая»)

Пойкилотопная («пойкнлобластнческая»)

Гипиднотопная

Порфнротопная

Пойкилотопная

Мезокристаллическая (0,20—0,75 мм)

Равнозерннстая

Разнозерннстая

«Порфнробласты» преобладают (в соприкосновении образуют свободную сеть),

основная масса микро- или крнптокрнсталлическая

«Поэфнробласты» в подчиненном количестве (рассеянные или изолироваивые),

основная масса криптокристаллическая или лелитоморфная

Микрокристаллическая (кристаллическая природа различается только под микроско-

пом; 0,01—0,20 мм)

Равнозерннстая

Разнозерннстая

Крнптокрнсталлнческий материал в подчиненном количестве

Криптокрнсталлнческнн материал преобладает

Крнптокрнсталлическая (менее 0,01 мм)

границ между зернами и ее значимость, Батхерст [16, с. 421 425, 462—

465] и Фолк [86, с. 17—20] рассматривали этог вопрос применительно

к кристаллическим структурам карбонатных пород. Характер границ

может указывать на относительный возраст минералов или служит

признаком взаимного растворения (микростилолитовые границы),

замещения и коррозии (фестончатость) и т. п.

Структура цемента. Структура цемента — это структура материала,

заполняющего поры. В этом отношении кристаллические структуры

осадочных образований отличаются от структур метаморфических по-

род. Два варианта являются наиболее характерными. В первом случае

каркас породы химически инертный и ие вступает в реакцию с цемен-

тирующим веществом или растворами, из которых осаждается цемент.

Во втором случае каркас и цемент взаимодействуют друг с другом и

в результате сам каркас изменяется. При инертном каркасе вопрос

заключается в осаждении минерала на поверхности одновременно со

свободным ростом в порозом пространстве. В общем виде осажденные

материалы

образуют скопления в виде друзы кристаллов и а стенках пор.

Кристаллы растут от стеики к центру поры, некоторые из них занимают

107-

главенствующую роль и подавляют рост остальных (рис. 3-44). В итоге

кристаллы, растущие с различных поверхностей, смыкаются, и пора

оказывается заполненной. В других случаях цементирующий материал

(кальцит или барит) образует крупные кристаллические агрегаты, не

связанные с поровой системой, и цемент приобретает единую крнстал-

ло! рафическую и оптическую ориентировку на значительной площади и

включает множество обломочных зерен (пойкплобластозая структура).

Когда зерна каркаса вступают в реакцию, наблюдается несколько

иное строение цемента. В отдельных случаях зериа каркаса растут

или увеличиваются за счет химического осаждения материала из поро-

вых растворов. По сути дела, зериа

каркаса являются «зародышами»

кристаллов, т. е. ядрами растуши*

кристаллов. Это подтверждается «вто-

ричным разрастанием» кварца, поле-

вого шпата и даже кальцита в песча-

никах, сложенных обломками криио-

идей. В этом случае цемент образует

единое оптическое и кристаллограф»

ческое целое с зернами каркаса (см

рис. 7-20, 10-30). В конечном итоге

образуется кристаллическая грану-

лярная структура. В некоторых слу-

чаях зерна каркаса корродированы

цементом и частично замещены. В от-

дельных исключительных случаях не

устойчивые зерна каркаса разрушены

или даже разложены и образуют

микрокристаллический агрегат. Карбонатные обломки многих извест-

няков обнаруживают микритозые оторочки, а неустойчивые обломки

пород з некоторых песчаниках превращаются в эпиматрикс (по Днк-

кннсопу [65]).

Структуры перекристаллизации. Многие осадочные породы подвер-

жены перекристаллизации при нормальных значениях температуры и

давления. Это характерно в частности для карбонатных пород, но мо-

жет происходить и в гипсах, ангидритах и даже кремнях. Раковины,

скелетные обломки и цемент, сложенные арагонитом, бывают пере-

кристаллизованы в кальцит. Переход ангидрита в гипс или обрттюе

явление — хороший пример такого типа перекристаллизации, так же

как и микрокристаллическая структура кремня, которая возникает в ре-

зультате неокристаллнзацпи кремниевого геля. В отдельных случаях

процесс перекристаллизации иосит истинный характер (переход араго-

нита в кальцит), в других он связан с гидратацией или дегидратацией

породы (переход опала в халцедон или гипса в ангидрит). В ряде

случаев добавляется новый материал (кальцит к доломиту).

Кристаллизация или перекристаллизация в твердом состоянии при-

водит к образованию структур в основном «метаморфических» и.ш кри-

сталлобластических по характеру. Кристаллы, растущие таким ооразом,

аполиены включениями, которые либо концентрируются в центре но-

вообразованного кристалла, либо распределяются зонально. Порош,

кристаллическое строение которых обусловлено диагенстнчсскнми изме-

нениями, как и их метаморфические аналоги, обладают реликтовыми

структурами и текстурами. Они сохранили следы первоначальных

структур и текстур, которые оказались не полностью уничтоженными

108-

Рис. 3-44. Схема кристаллической

структуры заполнения порового про-

странства. По Петтнджону, Поттеру

и Сиверу Г236]. с разрешения изда-

тельства «Шпрингер»

в результате постседиментационной перестройки породы. В такой

породе могут быть установлены следы слоистости, оолиты, органиче-

ские остатки и даже обломочные структуры.

Перекристаллизация может происходить выборочно (затрагивать

только отдельные компоненты породы) или быть всеобщей, захватывая

породу целиком. Превращение арагонитозых раковин в кальцитовые

иллюстрирует первый случай, полная доломитизация является приме-

ром второй ситуации. Перекристаллизация может приводить к умень

шению размера зерен, но чаще она приводит к грубой структуре по-

роды

Исследователь осадочных пород сталкивается с трудноразрешимы-

ми вопросами, например: как различать материалы, подобные матриксу

(эпиматрикс), образующемуся при разложении элементов каркаса, и

микрокристаллический матрикс, образующийся при перекристаллиза-

ции внутрипорозых глинистых материалов (о ρ τ о м а тр и к с, по Дикин-

соиу)? Крупнокристаллический цемент известняков образуется при

осаждении материалов в порозой системе, ио порода такого же типа

может возникнуть в результате перекристаллизации виутрипорозого

карбонатного ила. Эти вопросы рассмотрели Диккинсои [65] на при-

мере некарбонатных песчаников, Фолк [87] и Батерст [16, с. 475] — на

примере карбонатных пород. Эти вопросы также рассматриваются на-

ми в глазах, посвященных песчаникам (гл. 7) и известнякам (гл. 10 .

В некоторых породах процесс роста кристаллов осуществляется ие

полностью, новообразованные материалы встречаются в форме крупных

лорфиробластоз. В других случаях минеральные новообразования при-

нимают форму мелких сферолитов (см. рис. 10-3).

Структуры замещения и парагенетические ассоциации. Минералы,

осажденные химическим путем и обладающие кристаллической структу-

рой или текстурой, могут образовываться одновременно с накоплением

осадка, или позже, возможно при выпадении из растворов в поровом

пространстве породы или отчасти замещая ранее существовавшие мине-

ралы как обломочного, так и химического происхождения. Поэтому для

того чтобы понять эволюцию осадочной породы, необходимо: 1) отли-

чить обломочные минералы от химически образованных, 2) определить

последовательность выделения нескольких химически осажденных ми-

нералов, 3) уточнить характер размещения осажденного материала,

накопление его в пустотах или при замещении. Для установления таких

различий исследователю нужны критерии, а также необходима оценка

этих критериев для расшифровки истории эволюции породы [108,

с. 1—3]. Большей частью это структурные критерии, связанные с фор-

мой кристаллов, характером границ зереи и подобными показателями.

Для полного понимания истории эволюции породы обязательным

условием является определение относительного возраста или парагенеза

нескольких присутствующих минералов. Проблема парагенеза минера-

лов и связанная с нею проблема замещения одного минерала другим

многие годы привлекала внимание петрографов и исследователей руд-

ных месторождений. В частности, последние, на оснозаиии кропотливых

наблюдений структур руд и пород, выявили многие критерии, относя-

щиеся к проблемам относительного возраста и замещения [13, 14. 73].

Рекомендуем также ознакомиться с работам! Граута, Бастина

и др., в которых эти критерии собраны, проанализированы и оценены.

Они более понятны в применеиии к конкретным случаям. Множество

подобных случаев описано в рассмотренных работах и пронллюстрир^

вано соответствующими зарисовками или микрофотографиями.

109-

Большинство микроструктур и взаимоотношений минеральных зе-

реи, установленных в различных породах и рудах, присутствуют н в оса-

дочныч породах.

Относительный возраст двух соприкасающихся минералов OTia-

CTII определяется по структуре породы. Минералы обломочного кар

каса очевидно более ранние по сравнению с теми, которые запол-

няют пустоты в каркасе. Некоторые исследователи, однако утве

ждают, что цементирующие минералы образовались одновременно

с обломочными, которые они связывают в породу [173]. Минералы,

заполняющие каверны или трещины, так же как пустоты, очевидно, бо

лее поздние, чем вмещающая порода. Когда пустота заполнена не-

сколькими минералами, их относительный возраст определяется харак-

тером взаимных' контактов. В общем виде поздние образования нара-

стают на более ранние. Поскольку на ранних стадиях минералы ра тут

в свободных полостях или в пустотах, заполненных флюидом, они при-

обретают четкие грани; последующие минеральные заполнения бу _т

повторять форму пространства между ранними кристаллами и поэт му

будут лишены кристаллографических очертаний. К сожалению, пра-

вильная форма — недостаточный критерий раннего формирования кри-

сталла. Если ограненный кристалл образовался в процессе замещения,

то он будет более поздним по времени, чем окружающий его минера!.

Хорошо ограненные кристаллы кварца, устанавливаемые в известня-

ках, прекрасно иллюстрируют изложенное положение (см. рис. 10-4).

Следовательно, необходимо различать кристаллические образования,

растущие в растворе, и кристаллы, образованные при замещении в за-

твердевшем матриксе.

Существует множество критериев процесса замещения, к ним от-

носится и образование автоморфных кристаллов, секущих ранние эче-

менты текстуры, например, слоистость, органические остатки и оолиты

(см. рис. 10-4). Минералы, образованные при замещении, содержат

включения замещенного материала. Эти незамещенные остатки MO

иметь общую кристаллографическую ориентировку или могут быть рас-

пределены по реликтовому или «призрачному» рисунку, унаследованно-

му от замещенной текстуры (см. рнс. 11-8). Фестончатые контакты, так

же как остатки, ограниченные чрезвычайно изрезанным контуром, ука-

зывают па замещение (см. рнс. 7-21). Наибольшую известность полу-

чило явление псевдоморфизма в качестве критерия процесса замеще-

ния. Псездоморфные замещения органических текстур (растительной

ткани, раковин и т. п.) н кристаллические псевдоморфозы (напртер,

кварц по доломиту)—наиболее частые и убедительные свидетельства

замещения (см. рис. 11-7). Внимательный "наблюдатель сможет напти

и испо.ть овать другие критерии для определения относительного воз-

раста и процесса замещения. Очень важно, чтобы такие соотношения

были тщательно выяснены.

Строение жил. В жилах наблюдаются разнообразные струкпры и

текстуры. Кварцевые жилы описаны Адамсом ill. а жилы в карсо 1ат

ны\ породах Граутом [108].

Одни выполнены равнозерписгыми кристаллами, другие характе-

ризуются незаполненными кавернами, или друзами. Попер'ечио-в окнн-

стые жилы кварца, кальцита и гипса встречаются довольно часю и они

образованы волокнистыми кристаллами, расположенными перпентнку-

лярио стенкам жилы, а некоторые изменены в результате деформа ши.

!ребневая текстура имеет аналогичное строение; в ней кристаллы

образуют призматическую форму, а не волокнистую. Участками такие

IIO

кристаллы имеют облик пламени; в них видны признаки роста удли-

ненных кристаллов от исходной точки. Подобное строение сменяется

истиниои радиальнои текстурой кристаллического нарастания.

Оолиты, сферолиты и пелоиды

Во многих осадочных породах содержатся мелкие сферические тела

различного минерального состава, обладающие изменчивым внутрен-

ним строением. К ним относятся оолиты (также называемые ооидами и

озулптами), пизолиты, псездооолиты и пелоиды, спастолиты и сферо-

литы.

Оолиты и пизолиты. Если породав основном сложена оолита ми,

то ее структура называется оолитовой. Оолиты представляют собой

мелкие сферические и полусферические тела нарастания диаметром

от 0,25 до 2,0 мм, наиболее характерный размер от 0,5 до 1,0 мм. Если

диаметр оолитоз превышает 2,0 мм, то они называются пизолитами.

Хотя оолиты, как правило, сферической формы, некоторые бывают упло-

щенной эллипсоидной формы. Однако в одной конкретной породе ооли-

ты удивительно выдержаны по форме и размеру.

Оолиты давно привлекали внимание петрографов и им посвящена

обширная литература. Предлагаем читателю ознакомиться с некоторы-

ми работами, рассматривающими вопрос в общем виде [261, II, 192,

.32, 34, 39, 40, 41, 42, 211], а также с бесчисленным количеством статей,

посвященных современным и древним оолитовым отложениям, подоб-

ных тем, что известны на Багамских островах [223], а также статьям

по вопросам терминологии [63, 83].

Термин оолит применялся как к мелким конкрециям, описанным

выше, так и к породам, состоящим из подобных тел. Некоторые авторы

во избежание недоразумений применяют термин оолит (в транскрипции

oolite) только к породе, а для обозначения сферических стяжений ис-

пользуют созвучный ему термин, но отличающийся по написанию

(oolith) [63]. Однако суффикс — Iith используется некоторыми петро-

графами для обозначения породы, например, biolith (биолит) или кадь-

клитит (calclithite). Следовательно, термин oolith тоже является не-

однозначным. Термины ооид (в двух написаниях: ooid и ooide) [140,

с. 72] и овулит [64] также получили распространение. Твенхофел

[317, с. 625] попытался избежать неоднозначности термина, сохрапив

название оолит только за микроконкрециями и применив прилага-

тельное оолитовый к породам, например, оолитовый кремень, ооли-

товый известняк и т. д., в результате чего образовались достаточно чет-

кие понятия.

Кароцци [39] различает оолиты и поверхностные оолиты

(минеральные зерна или органические обломки, покрытые одним кон-

центрическим слоем). Если различаются два слоя или больше, такое

образование считается истинным оолитом. Поверхностные оолиты ле1Ко

спутать с кальцитозыми зернами, имеющими плотную микритовую

оболочку, образующуюся в результате краевой мнкрнтизацни пер-

воначального зерна, а не при химическом отложении дополнительно-

го слоя.

Ложные оолиты или псевдоолиты бесструктуриы. Они

могут представлять собой фекальные комочки или разрушенные ооли-

ты, первичное строение которых изменено в процессе микритпзации.

Может быть, часть из них является хорошо окатанными обломками

111-

микритовых известняков. Такие формы неясного происхождения пред-

!агается называть пелоидами 1196]. Вероятно, это хороший выход

из положения, если происхождение тел вызывает сомнения.

В шлнфач оолиты имеют концентрическое и радиальное строение

!ми то и другое одновременно (рис. 3-45) и (10-25). Оолиты, по-видичо

чу, растут от центра к краям. Во многих из них рост происходит во ρ г

ядра, сложенного кварцевой песчинкой или мелким обломком ра о

вииы. В других оолптах ядро ие

различается, либо потому что т

скость шлифа через пего ие прохо

дит, либо поскольку его нет. В ие

которых ооидах закономерное кон-

центрическое строение прерывгетсн

в результате дробления илн ра π -

да перзоначально образоваин го

стяжения, за которым следует но-

вый этап роста [40]. В рез^льта е

наблюдается «несовпадение* внеш-

них концентрических оболочек и

концентров внутреннего ядра. В не-

которых ооидах наблюдаются обо-

лочки или прослои, сложенные не-

ориентированным криптокрнста 1Л1·-

ческим арагонитом. Изредка оо гаш

обнаруживают сложное строение и

характеризуются несколькими цен-

трами нарастания.

Спастолитами называют-

ся деформированные ооиды [246,

с. 362, рис. 4]. Некоторые ооиды, в

особенности сложенные шамозитом,

бывают тесно спрессованы, изогнуты

пли деформированы (см.рнс. 10-21

и П-22). Большинство нз них массивные в центральной части, уплощен-

ные и заостренные на концах («веретенообразные», delphinformig

[19]). Деформация ооидоз объясняется тем, что в момент захоронения

оин бывают в размягченном состоянии [307, с. 32] и, следозат льно.

деформация свидетельствует в пользу первичного происхождения этих

шамозитовых стяжений. Даже в некоторых кальцнтовых ооидах за\ етны

признаки синседиментационной деформации [44, с. 232; 41]. Конечно,

ооиды могут сплющиваться и растягиваться под действием тектониче-

ских сил, деформирующих породу и все ее составные элементы [48].

Описаны необычные деформированные ооиды, у которых заметны д\ го-

вые отростки, соединяющие ооиды друг с другом [44, с. 233; 41]. (см.

рис. П-22). Происхождение подобных цепей из соединенных оонюв

остается неясным. Возможно, они более характерны для нскарбо

натны\ ооидов, хотя ооиды подобного типа установлены и в нзве

стняках.

Оолитовое строение породы может частично или полностью исче-

зать в процессе диагенеза. Процесс перекристаллизации оолитовых

пород приводит к образованию крупнокристаллической гранобласювой

структуры, в которой могут сохраниться неясные контуры, отвечающие

первоначальному концентрическому строению. Обычно это происходит

с ооидами, сложенными первичным арагонитом, который перекри-тал-

112

Рнс. 3-45. Известняк Варрнор (кеч"·

рнй), Стейт-Колледж, штат Пенсильва-

ния. Без анализатора, X22.

Ооиды радиального н концентрического строе-

нии сцементированы карбонатом. Отметим

стнлолнтовыЛ !нов, ололь которого концен-

трируются ожелезненнлн глина (черное] н

фрагменты обломочного кварца !белое) Hn

степень растворении при образовании стило

лнтов указывает концентрация кварцевого

алеврита, которыЛ в незначительном количе-

стве рассеян на иороле