Петтиджон ?. Дж. Осадочные породы

Подождите немного. Документ загружается.

Рис. 12-10. Кремневый желвак.

Плотный черный «флинт» с поверхностный

слоем белой внешней оболочки («cotlon» rock).

Длина желвака около 12 см

трнруются вдоль определенных плоскостей напластования, а также име-,

ют тенденцию к уплощению и вытягиванию параллельно напластова-

нию. В некоторых случаях их достаточно много, чтобы, соединяясь, они

могли создавать более или менее непрерывные пласты. По-видимому,

кремненосные слои во многих случаях характеризуются ритмичным

строением [79]. В отдельном слое кремень образует неправильную

двухмерную сеть; если слои располагаются близко друг к другу, то

между слоями могут возникнуть определенные связи или «мосты» в

кремневая сетка становится трехмерной. Такое количество кремня со-

держат немногие известняки; для

большинства характерны только

рассеянные дискретные желваки.

Желваки сложены преимуще-

ственно микрокристаллическим

кварцем и в меньшей степени —

халцедоном. Следовательно, оии

представляют собой почти чистый

кремнезем (табл. 12-2). Карбона-

тов немного; возможно это реликты

замещения, но иногда встречаются

и эвгедральные кристаллы.

Хотя обычно желваки бесструк-

турны, некоторые нз них имеют

плотное черное внутреннее ядро, ок-

руженное более светлой, а в отдель-

ных случаях белой внешней обо-

лочкой («землистый известняк»).

У некоторых стяженнй заметны сле-

ды слоистости, продолжающей сло-

истость вмещающей породы, тогда как другие отличаются концентриче-

ским строением («сфероиды сжатия», по Талнаферро [91]); некоторые

желваки включают фрагменты вмещающей породы. Довольно часто

кремнн содержат ископаемые остатки, представленные либо известко-

выми, либо окремнелыми организмами, чаще последними. Ископаемые

остатки, как правило, представляют собой только пустоты; известковый

материал был удален путем растворения. Встречаются кремни оолито-

вого строения, унаследованного от вмещающей породы при ее замеще-

нии [18].

Кремневые желваки широко распространены. Онн встречаются

главным образом в карбонатных породах, особенно в известняках и до-

ломитах, но их также находят и в пластовых сидеритах н в некоторых

черных глинистых сланцах, особенно в сланцах докембрийского возрас-

та [49]. Желваковые кремни обнаружены в карбонатных породах всех

возрастов. Они широко распространены в палеозойских известняках и

доломитах в верховьях долины р. Миссисипи. Биггс [11] дал подробное

описание желваковых кремней Иллинойса, возраст которых изменяется

от кембрия до миссисипия.

Особенно хорошо известны желваковые кремни свиты Ниагара

(силур) в районе Великих озер [57] и желваковые кремнн миссисип-

ских карбонатов [107]. Известны также и желваки флинта, встречаю-

щиеся в писчем мелу мела Англии н Франции [79].

Хотя по проблеме происхождения кремня нет единого мнения, боль-

шинство исследователей в настоящее время, по-видимому, склоняются

в сторону эпигенетического образования желваковых кремней и флии-

592-

тов, обнаруживаемых в известняках и других карбонатных породах»

Ряд авторов, в том числе Tapp [93, 95], Tapp и Твенхофел [99] и неко-

торые другие [104, 33] настоятельно утверждают, что желваковые крем-

ни образуются в результате прямого осаждения силикагеля на дио-

моря. Доказательства замещения (а следовательно, постседиментацион-

ного происхождения) желваковых кремней многочисленны и очевидны.

Ван-Туил [109] и Биггс [11] с большой детальностью обобщили дока-

зательства, имеющие отношение к данной проблеме. Несомненно, мно-

Химические анализы кремней и других конкреционных тел

Таблица 12-2

Компоненты

SiOt

99,47 70,78

98,36

4,46 0,73 45,13

1,80«*

0,06

0,45

0,12

1,10

0,57»*

0,88

—

0,00

0,02 0,00 7,02

0,27

0,96

—

FeO

0,17

0,30

0,08

0,47

— — —

— — — — — —

45,80

MnO

—

0,02

—

0,08 Сл. 0,02

MgO

—

1,88 0,01 0,30

Нет

CaO

0,06

12,90

0,16

44,22

Нет Нет

0,01 0,05

0,04

0,16

— — —

0,03 0,06 0,04

0,04

— —

O+

0,19

0,48 0,84 0,35

} 0,25

0,31«

O-

0,02 0,32

0,11

1,65

} 0,25

0,31«

TiO

—

0,03

—

0,07

— — —

—

0,16

0,02 33,92

Нет

Сл.

—

СО, Нет

12,04

0,07 0,90

0,16

Нет

—

SOj

— — — —

33,15

17,87

34,25

—

BaO

— — —

64,85

17,87

34,25

—

0,03

0,33

0,02 0,49

— —

—

— —

0,04

—

51,10

Сумм а 100,04

100,09*

99,87** 99,52 99,55

99,42 98,70

* Включает ZrO,<0.01; FeS, 0,27; SOiCO.OI.

" Включает F —2,25; без О для F—0,95.

" PaO,.

" Потерн прн прокалнванян.

Нерастворимый.

A. Оолитовый кремень, доломит Майнес (кембрий), Пенсильвании 163].

Б. Кремневый желвак, известняк Делавэр (девон), Огайо, США. Аналитик Д. Шааф (901

B. Кремневый желвак, свита писчего мела Довер (мел), Англия 163|.

Г. Сферолнтовые фосфоритовые желваки, сланцы Колорадо (мел), горы Бэрпо, Монтана^

США. Аналнтш А. Кел 17li

Д. Баритовый желвак на глинистых сланцев, Оклахоиа, США. Аналога У. Говард (421

Е. Баритовый желвак ив песчаников. Оклахома, США 137, 421. __

Ж. Пиритовые желваки, морская глниа, Виктория. Австралии. Аналитик Дрюс (291

гие желваки несут в себе признаки происхождения путем замещения, но

Для многих других случаев полевые данные и данные петрографических

исследований неубедительны. Главным доводом против образования

этих желваков в процессе первичного осаждения, как подчеркивает

Крессман [21], могут служить последние экспериментальные данные,

указывающие на то, что морская вода недосыщена кремнеземом. По-

видимому, кремень нли его предшественники моглн осаждаться лишь

в специфической водной обстановке [32] (проблема происхождения

кремня более детально рассматривается в гл. 11).

593-

Жеоды

Важными особенностями жеод являются их почти сферическая

-форма, наличие полой сердцевины, внешнего халцедонового слоя и

внутренней друзовидной щетки, кристаллы которой своими концами на-

правлены внутрь жеоды. Жеоды характерны для некоторых пластов из-

вестняков, но изредка встречаются и в глинистых сланцах; по-видимо-

му, оии предпочитают глинистые известняки или доломиты чистым из-

вестнякам [45]. Следовательно, их распределение контролируется лито-

логическим фактором.

Жеоды представляют собой полые шаровидные тела диаметром от

2 см до 1 м (в большинстве случаев от 10 до 20 см). Они имеют тенден-

цию к слабому уплощению, при зтом их экваториальная плоскость па-

раллельна напластованию. Некоторые формы выглядят раздавленными

или смятыми. Тонкий внешний слой плотного халцедона [28] в резуль-

тате эрозии может быть неполным в одних жеодах н совсем отсутство-

вать в других.

Внутренняя полость большинства жеод заполнена более поздними

минералами. Чаще всего это направленные внутрь кристаллы кварца.

Кроме кварца встречаются также скаленоэдрическнй кальцит и ромбо-

эдрический доломит. Реже обнаруживают такие второстепенные н ред-

кие компоненты, как арагонит, анкерит, магнетит, гематит, пирит, мил-

лерит, халькопирит, сфалерит, каолнн и битумы [108]. Определенной

последовательности отложения слоев, общей для всех жеод, нет, хотя

внешняя оболочка неизменно представлена халцедоном, за которым

в большинстве случаев непосредственно следует кварц. В некоторых

жеодах наблюдается вторая генерация халцедона. Сульфиды металлов,

если они присутствуют, в большинстве случаев отлагаются последними.

Наиболее своеобразной и важной особенностью жеод является не-

опровержимый факт, что их рост сопровождается увеличением объема.

Заслуживает внимания с этой точки зрения изгибание слоистости вме-

щающей породы около жеоды. Но налболее выразительной является

текстура «взрывающейся бомбы». Как со всей очевидностью показал

Басслер [5], многие жеоды зародились в полостях ископаемых организ-

мов; по мере роста окаменелость увеличивается в объеме, а потом ло-

пается. При дальнейшем росте обломки окаменелости, прилегающие

к жеоде, расходятся на довольно большое расстояние. В конечном итоге

обломки, по-видимому, растворяются пли поглощаются растущей жео-

дой и исчезают.

Формирование жеоды включает, во-первых, образование полости

и, во-вторых, ее заполнение. Вряд лн субсферические полости размера

жеод существовали в первичном осадке. Робертсои [82, 83] полагал,

что жеоды отлагались сингенетично на дне моря в виде коллоидальных

сгустков гидратированиого кремнезема и что позднее вследствие «поте-

ри воды из геля образовалась халцедоновая оболочка». Однако по

этой гипотезе происхождения неясно, почему не все кремневые желва-

ки, которые также считаются образовавшимися сингенетично, нз сили-

кагеля превратились в жеоды.

Хейес [45] предположил, что предшсственншчами жеод являлись ие

силикагелн, а скорее известковые конкреции подобной формы и разме-

ра; эта точка зрения ранее была высказана Ван-Тунлом [108]. Эти

тела в процессе диагенеза были преобразованы в жеоды, сначала в ре-

зультате перекристаллизации нх центральных частей, окремнения ич

внешней оболочки, а впоследствии — путем растворения центрального

ядра и последующего осаждения кристаллического выполнения поло-

694-

сти. Как можно судить по коллекции Басслера, если первоначальна»

полость необходима для формирования жеоды, то ею может служить,

незаполненное пространство внутри криноидной теки, двустворки нли

любое подобное пустотное пространство. В первоначальной полости

ничего нет, за исключением предположительно погребенного соляного

раствора. Так как внешняя стенка настоящих жеод сложена халцедо-

ном, то первоначальный осадок, вероятно, уже был слоем гелеобразного

кремнезема. Образование этого слоя способствует изоляции соляного

раствора, и,^ если с течением времени внешние воды опреснялись, слой

геля мог действовать как полупроницаемая мембрана и создавать внут-

реннее осмотическое давление. Это направленное от центра давление

могло привести к расширению объема. Если это происходило до консо-

лидации, вмещающий известковый ил мог бьпь раздвинут; если же

после консолидации, пространство могло образоваться в результате рас-

творения известняка на поверхности раздела кремнезема и известняка.

Расширение объема может продолжаться до тех пор, пока объем каме-

ры не увеличится значительно, а концентрация соли в захваченных

флюидах уменьшится до такой степени, что силы расширения станут

совсем незначительными. В конечном итоге кремнезем дегидратируется»

кристаллизуется. Затем следует усыхание и образование трещин, обус-

ловливающее возможность .доступа минерализованных вод и отложения

друзового покрытия на первичном халцедоновом слое. Предложенный

здесь механизм образования жеод, по существу, совпадает со схемой

Тантона [92], предложенной для объяснения роста конхилитов^

которые представляют собой специфические мелкие чашеобразные те-

ла, состоящие из лимонита нли гётита и растущие в перевернутом по-

ложении на минерализованном основании на дне канадских озер. Полу-

проницаемая мембрана в этих образованиях вместо кремнезема пред-

ставлена студенистым гидроокислом желмя.

Кремнистые конкреции в пластовых сульфатах

Кремнистые конкреции в эвапоритовых отложениях, очевидно,

встречаются редко. Сообщалось об обнаружении различных кремни-

стых тел, включая эвгедральный кварц, концентрически полосчатый

халцедон и кварцевые сферолиты в гипсовых и ангидритовых породах,

в Манитобе [14]. Предполагается, что они имеют диагенетическое про-

исхождение.

Фосфоритовые конкреции и желваки

Фосфатное вещество встречается как в виде бесструктурных жел-

ваков, так и радиально построенных нли сферолитовых конкреционных

образований. Фосфоритовые желваки илн «галькн» встречаются не-

только в отложениях собственно фосфатов, они также широко распро-

странены и в некоторых известняках [72] и особенно в отложениях

писчего мела мелового возраста [34]. Кроме того, они встречаются на

Дне современных морей [64, 27]. По размеру эти желваки колеблются

от небольших гранул до галькоподобных тел, достигающих нескольких

сантиметров в диаметре. Обычно они имеют черный или коричневый

цвет, неправильную форму и плотную, твердую, блестящую поверх-

ность. Более крупные желваки содержат много инородного материала,,

в том числе песчаные зерна, чешуйки слюды, обломки раковин и спику-

лы губок. Черный цвет наиболее интенсивен вблизи внешней оболочки.

595-

Основным компонентом является коллофан; фосфатные сферолнты, опи«

санные ниже, представляют собой хорошо окристаллнзованный даллит

[58].

Описаны также сферолитовые фосфатные желваки [71]. Наиболее

известны из них стяжения в сланцах Колорадо (мел) в Монтане. Не-

которые желваки имеют весьма правильную сферическую форму, раз-

мер их — от одного до нескольких сантиметров в диаметре. Другие яв-

ляются составными, образованными нз нескольких сросшихся сфериче-

ских тел. Все они имеют ярко выраженное радиальное строение; многие

из них характеризуются наличием центрального пустотного пространст-

ва, которое в отдельных случаях заполнено жильным материалом. Со-

став этих сферолитов приводится в табл. 12-2,Г. Предполагается, что

они сформировались как гомогенные фосфоритовые конкреции, которые

позднее перекристаллизовалнсь и приобрели сферолитовый облик.

Желваки и конкреции, состоящие

из окислов железа

Окислы и гидроокнслы железа широко распространены в осадках

и местами скапливаются в виде конкреционных тел. Особый интерес

представляют пустотелые или полые образования, состоящие из окис-

лов железа, чаще всего обнаруживаемые в песках и песчаниках, а так-

же в некоторых глинах (рис. 12-11). Они особенно широко распростра-

нены в плейстоценовых песках, но встречаются также в третичных и

даже в меловых песках.

Рис. 12-11. Полные конкрецпи окислов железа. Фактически оболочка состоит из

песка, сцементированного лнмоннтом. Длнна самой крупной конкреции около 10 см.

Подобно другим конкрециям, они разнообразны по размеру и по

форме. Но в отличие от большинства конкреций многие железистые

стяжения крупные и имеют цилиндрическую форму [114]; у всех есть

центральная полость или пустотное пространство. Внешняя часть, или

оболочка, представляет собой плотный твердый лимонитовый слой.

Внутренность частично заполнена железистым песком или мелкими

гальками, которые гремят, когда конкрецин трясут (немецкий Klap-

perstein). В отдельных конкрециях ядро плотное и состоит нз глины,

которая может быть слегка отодвинута от сгенок. Однако не все кон-

креции, состоящие из окислов железа, полые. Конкреции, описанные

Эмери [30] в песках пляжевых гряд, представляют собой правильные

шары, сцементированные окислами железа.

Появление полых железистых коикрецнй объяснялось «межграну-

лярной секрецией лимонита» [88], частичным замещением известковых

галек соединениями железа [86], окислением «глинистых галек» [55]

или окислением сидеритовых коикрецнй [6, 102]. Последнее объясне-

ние, по-видимому, применимо к некоторым из этих тел, так как окисле-

ние трещиноватых сидеритовых пластов превращает каждый трещино-

ватый блок в полую или частично заполненную лимонитовую «короб-

ку» [100]. Глинистое ядро некоторых конкреций железняка частично

представляет собой неокисленную сидеритовую глину. В этом случае

железистые стяжения являются продуктом выветривания н ие могут

встречаться ниже зеркала грунтовых вод. Единственными признаками

предполагаемого увеличения объема, видимыми в шлифе лимонитовой

оболочки, являются следы коррозии и частичного замещения кварца

сидеритом.

Возможно, что окисно-железистые агрегаты бывают нескольких ви-

дов и что агрегаты, обнаруженные в глинах, отличаются по характеру

от образовавшихся в песках. Поэтому универсального объяснения нх

образования нет.

Пиритовые и марказитовые желваки

и кристаллические агрегаты

Крупные и мелкие кристаллические агрегаты пирита и марказита

встречаются в некоторых глинах н глинистых сланцах, в некоторых

углях и даже в известняках. Эти тела имеют различные размеры и фор-

мы: от миллиметровых сферолитов и единичных кристаллов до круп-

ных кристаллических агрегатов и желваков. В целом для железистых

сульфидов, по-видимому, нехарактерны включения вещества вмещаю-

щей породы, в которой они образуются. Обычно сульфиды в осадочных

породах морского происхождения представлены пиритом, а в углях —

марказитом [67]. Это наблюдение навело на мысль, что пирит является

продуктом нейтральной или щелочной среды (в большинстве случаев

морской), а марказит образуется в кпслой или пресноводной среде

129]. То, что марказит изредка встречается в морских отложениях,

•указывает на кислую среду после отложения осадков в процессе литн-

<фикации. Часто встречаются замещения марказитом ископаемой древе-

сины [84, 29]. Черный аморфный железистый сульфид, по-видимому,

присутствует в некоторых совроменныч илах. Очевидно, после захоро-

нения этот материал скапливается и кристаллизуется в внде рассеян-

ных пиритовых кубиков, частично замещающих матрикс, в внде неболь-

ших сферолитов, крупных кристаллических агрегатов, а также заме-

щает древесные окаменелости π раковины.

Источник серы точно не установлен. Сера могла быть продуктом

разложения органического вещества или бактериального восстановле-

ия сульфатов или же могла быть принесена грунтовыми илн ювениль-

ымя водами. С учетом рассмотренных выше фактов вероятнее, что она

597-

не привнесена извне, а имеет местное происхождение и, следовательно*

выделилась в процессе диагенеза. Матиас [61] считал, что пиритовые"

конкреции темных пенсильванских глинистых сланцев севера централь^

ной части штата Миссури имеют сингенетнчиое происхождение. Ныо·

хаус полагал, что сульфиды кристаллизовались нз коллоидальных ге-

лей, отложившихся одновременно с формированием вмещающих пород-

Поскольку сульфиды могли быть принесены грунтовыми илн юве-

нильными водами, присутствие кристаллов сульфидов еще ие является

достаточным доказательством их диагенетического происхождения, осо-

бенно в метаосадочных породах. О диагенетическом нли осадочном про-

исхождении сульфидов убедительно свидетельствует тесная связь меж-

ду их содержанием и содержанием органического или углистого веще-

ства, наблюдаемая во многих осадках. С другой стороны, тесная связь-

с жилами и трещинами позволяет предполагать привнос сульфидов из-

вне.

Баритовые желваки и розетки

Во многом сходны с кальцитовыми песчаными кристаллами розетки

барита. Баритовые розетки представляют собой пучки кристаллов бари-

та таблитчатой формы, располагающиеся с определенной симметрией;

они весьма характерны для некоторых песчаников, в частности перм-

ских красноцветных песчаников Оклахомы [68, 87, 97, 42]. Как н в слу-

чае кристаллов песка, объем включений материала вмещающей породы,

равен или превышает объем самого кристаллизующегося минерала (см.

табл. 12-2,Е).

Подобные образования были описаны во многих местах. Пог дал

обзор литературы по этому вопросу [73], дополнив его собственным

описанием розеток нз Ливийской пустыни, которые предположительно·

были сформированы в нубийских песчаниках, развитых на этой терри-

тории.

В некоторых глинистых сланцах встречаются баритовые желваки

сферолитовой формы н структуры [42, 43, 59]. В отличие от барита

песчаников в этом случае отмечается очень мало включений вмещаю-

щей породы (см. табл. 12-2,Д). Они также известны на дне современ-

ных морей [77].

Кристаллы и пучки кристаллов гипса

Многие отложения содержат крупные кристаллы или пучки кри-

сталлов гипса. Некоторые из них растут в рыхлом песчаном матриксе,.

в общем, так же, как кальцит н барнт. Подобно этим минералам, они

включают большой объем песка. Известным примером являются круп-

ные кристаллические агрегаты из Лагуна-Мадре в Техасе [60]. В не-

которых глинистых сланцах встречается хорошо окристаллнзованный

селенит; одним из широко известных примеров служат пенсильванские-

глинистые сланцы Элеуэрта, Огайо. Этн кристаллы, длина которых со-

ставляет несколько сантиметров, выросли за счет глинистого сланца,

что доказывается присутствием в них большого количества глинистого·

материала.

Псевдоконкреции

Существуют природные тела, в каком-то отношенни похожие на

конкреции, но не являющиеся продуктами диагенеза, т. е. настоящими

конкрециями. К ним относятся панцирные глиняные шары, водоросле-

вые шары, или онколиты, и озерные катуны.

598-

Панцирные глиняные шары

Панцирные глиняные шары представляют собой механически соеди-

ненные первичные образования. Это —крупные субсферические комы

глины, которые облекаются и бронируются мелким гравием. Морфоло-

гия и происхождение панцирных глиняных шаров были тщательно изу-

чены Беллом [7], который описал их в Лас-Позас-Барранка, округ Вен-

т-ура, Калифорния. Их находят в потоках с большим перепадом высот,

•особенно в ливневых потоках [39, 3]. Они также встречаются на пля-

сках [52] и особенно типичны для плейстоценовых ледниковых заидро-

вых отложений [54], где нх назы-

вают «тиллевыми шарами». Кроме

того, они описаны в более древ-

них отложениях, например в пан

нонском ярусе (верхи третичных

отложений) бассейна Грац в

Австрии [51].

Размеры глиняных шаров ко-

леблются от 1 до 50 см. Наиболее

часто встречаются глиняные шары

диаметром 5—10 см. Хорошо сфор-

мированные глиняные шары имеют

почти идеальную сферическую фор-

му (рис. 12-12); около 60% шаров,

изученных Беллом, имели показа-

тель сферичности более 0,90, 32% —

•свыше 0,95 и 12%—более 0,99;

около 7% характеризовались сфе-

ричностью около 1,00. Средняя

сферичность шаров, которые пере-

катились на 400, 1609 и 4420 м, со-

ставила соответственно 0,784; 0,839

л 0,898. Эти данные указывают на то, что величина сферичности опре-

деляется приблизительно как кубический корень из расстояния транс-

' лортировкн.

Крупные глиняные шары покрыты более крупным гравием посрав-

лению с более мелкими шарами. Масса панциря составляет от 17,1 до

•44,0% от массы всего шара. Установлено, что общая масса брони явля-

ется степенной функцией площади поверхности и соответствует пример-

но площади в степени 1,54 либо приблизительно является линейнои

функцией диаметра шара. В то время как панцирь состоит из слабо

сортированной (девять размерных классов) смеси песка и гравия, внут-

ренняя часть представлена относительно чистой глиной и алевритом.

Полевые наблюдения, а также характер глиняных шаров, изучен-

ных в Лас-Позас-Барранке, достаточно убедительно показывают, что

глиняные шары образовались из кусков глины в процессе быстрого раз-

рыва и срезания отмелей; глинистые комки при последующем нх про-

катывании по течению приобрели гравийный паицнрь. Песчаные зерна

и галька вдавливались в мягкое внутреннее ядро. Как только поверх-

ность шара покрывается достаточно мощным панцирем, дальнейшее

наращивание объема прекращается. Рост шара ограничивается больше

структурной прочностью, чем размерами кома глины или транспорти-

рующей способностью потока. Максимальный размер определяется

равновесием между силами сцепления и разрушающими ударными си-

лами. Теоретические и экспериментальные данные позволяют прийти

Рис. 12-12. Панцирные глиняные шары.

Лас-Позас-Варраика. Калифорния. США.

По [7].

Шары перемещены на расстояние коло

4.3 км Обратите внимание и а исключительно

тяжелый панцирь н высокую степень сферич-

ности

599-

к выводу, что скорость, с которой Шар без разрушения может двигатьс»

в потоке, обратно пропорциональна диаметру. Для глиняных шароа.

Лас-Позас-Барранкн Белл онределил следующие зависимости: шар-

диаметром 5 см может выдержать транспортировку со скоростью»

9,8 м/с, в то время как шар диаметром 30 см может выдержать ско-

рость только 1,5 м/с. Белл отмечал, что глиняные шары значительно-

крупнее, чем другие обломки твердого стока потока.

Глиняные шары, будучи второстепенным и редким компонентом

осадка, служат средством оценки максимальных скоростей палеопото-

ков, характера материала ложа, приблизительного расстояния до об-

ласти питания и природы водного агента, который их образовал.

Онколиты

Онколиты представляют собой карбонатные аккреционные тела во-

дорослевого происхождения; они являются сфероидальными стромато-

литами (см. рис. 10-19). Они характерны для многих известняков. Со-

временные морские онколиты были описаны Гинзбургом [38]. Ярким

примером древних онколитов являются окаменелости нз верхнеюрских,

пород гор Холн-Кросс в Польше [53].

По форме онколиты почти сферические; наиболее крупные онколи-

ты достигают 5—10 см в диаметре (макроонколнты); чаще всего они

имеют размер от 1 до 2 см. При уменьшении размера они переходят

в водорослевые пизолиты. Их форма отчасти зависит от того, имеют лн

они инородное ядро или нет; форма ядра в той или иной степени опре-

деляет форму онколита. Наиболее характерно для ннх внутреннее ква-

зиконцентрическое строение. Слоистость несколько изменяется по мощ-

ности и ритмичности. Существуют микронесогласия, которые отражают

перерывы в росте.

Их формирование связывается с улавливанием обломочного матери-

ала окутывающей массой синезелеиых водорослей. Рост онколитов про·

исходит по сторонам и вверх. Если онколит перекатывается, то на пиж

ней стороне рост прекращается н возобновляется на новой верхней по-

верхности; в результате идеального концентрического строения ие до-

стигается.

Озерные катуны

В некоторых современных озерах обнаружены сферические озер^

ные катуны природного войлока, которые состоят полностью из волок-а

нистого материала растений. Они были найдены на берегах оз. Мнчн-j

ган, а также на некоторых озерах Финляндии [70]. Встречаются ли онч

в древних геологических разрезах, точно не установлено.

СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ

1. Adams, S. F., 1920, A microscopic study of vien quartz: Econ. Geol., v. 1Й

pp. 623 664

2. Alien, J. R. L., 1965, The sedimentation and paleogeography of the Old Redl

Sandstone of Anglesey, north Wales: Proc. Yorkshire Geol. ьос , v. 35, pp. 139—184.

3. Baluk, W., and Randwanski, A., 1962, Armored mud balls in streams in th3

vicinity of Nowy Sacz (Polish Carpathians): Acta Geol. Polomca, v. 12, pp. 34-1-36¾

4. Barbour, Ε. H., 1901. Sand crystals and their relations Io certain concretwnar»

forms: Bull. Geol. Soc. Amer., v. 12, pp. 165—172.

5. Bassler, R. S., 1908. The formation of gcodes, with remarks oa the silifica ι 4

of fossils: Proc. U. S. Nat. Mus., v. 35, pp 133—154.

060-

. ®· Bates, R. L., 1938, Occurrence and origin of certain limonite concretions: Jour.

Sed. Petrology, v. 8, pp. 91—99.

7. Bell H. S., 1940, Armored mud balls —their origin, properties and role in sedi-

mentation: Jour. Geol., v. 48, pp. 1—31.

β. Berner, R. A. 1964, An idealized model of dissolved sulphate distribution in recent

sediments: Geochim. Cosmochim. Acta, v. 28, pp. 1497—1503.

9. Berner, R. A., 1968a, Rate of concretion growth: Geochim. Cosmochim. Acta,

V. 32, pp. 477—483.

10. Berner, R. A., 1968b, Calcium carbonate concretion formed by decomposition

-of organic matter: Science, v. 159, pp. 195—197.

11. Biggs, D. L., 1957, Petrography and origin of Illinois nodular cherts· Illinois

-Geol. Surv., circ. 245, 25 pp.

12. Bramlette

M. N., 1941, The stability of heavy minerals in sandstone: Jour.

Sed. Petrology, v. 11, pp. 32—36.

13. Brown, R., 1954, How does cone-in-cone material become emplaced? Amer. Jour.

Sci.. v. 252. pp. 372—376.

14. Brownell, 0. Af., 1942, Quartz concretions in gypsum and anhydrite: Univ. To-

ronto Studies, geol. ser., no. 47, pp. 7—18.

15. Burt, F. A., 1928, Melikaria: vein complexes resembling septaria veins in form:

Jour. GeoI., v. 36, pp. 539—544.

16. Burt, F. A., 1932, Formative processes in concretions formed about fossils as

nuclei: Jour. Sed. Petrology, v. 2, pp. 38—45.

17. Cayeux, L., 1929, Les roches sedimentaires de France, roches silicieuses: Paris,

Masson, 696 pp.

18. Choquette, P. W., 1955, A petrographic study of the «State College» siliceous

oolite: Jour. Geol., v. 63, pp. 337—347.

19. Clifton, H. E., 1957, Carbonate concretions of the Ohio Shale: Ohio Jour. Sci.,

•v. 57, pp. 114—129.

20. Colton, G. W., 1967, Orientation of carbonate concretions in the Upper Devo-

nian of New York: U. S., Geol. Surv. Prof. Paper 575-B, pp. 57—59.

21. Cressman, E. T., 1962, Nondetrital siliceous sediments: U. S. Geol. Surv. Prof.

Japer 440-T, 31 pp.

22. Croneis, C., and Grubbs, D. Af., 1939, Silurian sea balls: Jour. GeoI., v. 47,

-pp. 598—612.

23. Crook, T„ 1913, Septaria: a defense of the «shrinkage» view: Geol. Mag., v. 10,

pp. 514—515.

24. Curtis, С. V., 1967, Uiagenetic iron minerals in some British Carboniferous

-sediments: Geochim. Cosmochim. Acta, v. 31, pp. 2109—2123.

25. Daly, R. A., 1900, The calcareous concretions of Kettle Point, Lambton County,

Ontario: Jour. GeoI., v. 8, pp. 135—150.

26. DaOies, A. Af., 1913, The origin of septarian structure: Geol. Mag., v. 10,

-pp. 99—101.

27. Dletz, R. S., Emery, K. 0., and Shepard, F. P., 1942, Phosphorite deposits on

"the sea floor off southern California: Bull. Geol. Soc. Amer., v. 53. pp. 815—848.

28. Diller, J. S., 1898, The educational series of rock specimens: Bull. U. S. Geol.

•Surv. 150, 400 pp.

29. Edwards, A. B., and Baker, G., 1951, Some occurrences of supergene iton sulphi-

des in relation to their environment of deposition: Jour. Sed. Petrology, v. 21, pp. 34—46.

30. Emery, K. 0., 1950, Ironstone concretions and beach ridges of San Diego Coun-

ty, California: California Jour. Mines Geol., v. 46, pp. 213—221.

31. Eskota, Pentti, 1932, Conditions during the earliest geological times: Ann. Acad.

•Sci. Fennicae, ser. A, v. 36, no. 4, 74 pp.

32. Eugster, H. P., 1967, Hydrous sodium silicates from Lake Magadi, Kenya: pre-

•cursors of bedded chert: Science, v. 157, pp. 1177—1180.

33. Fernandez, D., 1961, SuIPorigine delle selci stratificate e in noduli nel calcare:

Bull. Soc. Geol. llaliana, v. 80, pp. 3—5.

34. Fisher, 0., 1873, On the phosphatlc uodules of the Cretaceous rocks of Cam-

bridgeshire: Quart. Jour. Geol. Soc. London, v. 29, pp. 52—63.

35. Flack, K- W., Nettleton, W. D., Gile, L. H., and Cady, J, G.. 1969, Pedocementa-

Nom Induration by silica, carbonates, and sesquioxides in the Quaternary: Soil Sd.,

v. 107, pp. 442—453.

36. Fuhrmann, W., 1968, Sandkristalle und kugelsandstein, Ihre RolIe bei der

Oiagenese von Sanden: Der Aufschluss, v. 5, pp 105—111.

37. Gilman, R. A., and Metzger, W. I., 1967, Conein-cone concretions from western

"New York: Jour. Sed. Petrology, v. 37, pp. 87—95.

38. Ginsburg, R. N., 1960, Ancient analogues of Recent stromatolites: 21st Sess Int.

<5eol. Congr., Norden

pt. 22, pp. 26—35.

601-