Петтиджон ?. Дж. Осадочные породы

Подождите немного. Документ загружается.

39. Glazek, 1., and Radwanski, A., 1962, Armored mud balls In the Podmachociefr-

Ravine (Holy Cross Mountains, central Poland): Acta Geo). Polonlca, V. 12, pp. 367—370^

40. Ones, 1 P., and Rothrock, E. P., 1941, Manganese deposits of the Lower Mlee

souri Valley in South Dakota South Dakota Geol Surv,, Rept Inv 38, 96 pp.

41. Grout, F. F., 1946, Microscopic cliarac.ers of vein carbonates. Econ. Geol, V 41,

pp. 475-502

42. Ham, W. E., and Merrili. C. A, 1944, Barite In Oklahoma. Oklahoma Geol

Surv, circ. 23, 42 pp.

43 Hanna, M A., 1936, Barite concretions from the Yazoo Clay (Eocene) of Loui-

siana: Jour. Sed. Petrology, v. 6, pp. 28—30.

44 Harnly, H. 1., 1898, Cone in-cone (an impure calclte): Trans. Kansas Acad. Sci

v. 15. 22 pp

45. Hayes, 1. B., 1964, Geodes and concretions from the Mississippian Warsaw For-

mation, Keokuk region, Iowa, Illinois, Michigan: Jour. Sed. Petrology, v. 34, pp. 123—133,

46. Hendricks, Τ. A., 1937, Some unusual specimens of cone-in-cone in manganife-

rous siderite: Amer. Jour. Sci., ser. 5, v. 33, pp. 458—561.

47. Hoefs, I., 1970, KohIenstoff- und Sauerstoff-Isotopenuntersuchungen an Kar-

bonal-konkretionen und umgebendem Gestein: Conlrib. Min. Pet., v. 27, pp. 66—79

4-8 lilies, H., 1949, Ober die erdgeschichteiche Bedeutung der Konkretionen: Zeitschr

Deiitsclien Geol. Gesell., v. 101, pp. 95—98.

49. lames, H. L., Dutton, C. E., Pettijohn, l·. 1., and W\er K- L, 1968, Geol gy and.

ore deposits of the Iron River-Crystal Falls District, Iron County, Michigan: U. S. Geol

Surv. Prof. Paper 570, 134 pp.

50. Kindle, E. M., 1923, Range and distribution of certain types of Canadian Plei-

stocene concretions: Bull. Geol. Soc. Amer., v. 34, pp. 614—617.

51 Kirchmayer, M., 1962, Gespickte Tongerolle (armored mud balls) in sleirischeit

Becken, Steiennark/Osterreich: Neues Jahrb. Geol. Palaeont. Mh., v. 10, pp. 548—554

52. Kugler, H., and Saunders, P., 1959, Occurrence of armored mud balls in TruU--

dad, West Indies: Jour. Geol., v. 67, pp. 563—565.

53. Kulek

1., and Radwanski, A., 1965, Upper Jurassic onkolites of the Holy Cross-

Mountains (central Poland): Bull. Acad. Polonaise Sci., v. 13, no. 2, pp. 155—160.

54. Leney, G. W., and Leney, A. T., 1957, Armored till balls in the Pleistocene out-

wash of southeastern Michigan: Jour. Geol., ν 65, pp. 105—106.

55. Leroy, L. W., 1949, A note on voidal concretions in the El Milagro formatioi*

of weeiern Venezuela: Jour. Sed. Petrology, v. 19, pp. 39—42.

56. Lippman, F., 1955, Ton, Geoden und Minerale des Barreme von Hoheneggelsen-

Geol. Rundschau, v. 43, pp. 475—503.

57. Lowenstam, Η. A., 1942, Facies relation and origin of some Niagaran cherts

(.abstr.). Bull. Geol. Soc. Amcr., v. 53, pp. 1805—1806.

58. McConnell, D., 1935, Spherulitic concretions of dahite from lshawooa, Wyoming:

Amer. Mineral., v. 20, pp. 693—698.

59. Martens, 1. H. C., 1925, Barile and associated mirerals in concretions in the=

Genesee Shale. Amer. Mineral., v. 10, pp. 102 104.

60. Masson, P. H., 1955, An occurrence of gypsum in southwest Texas: Jour. Sed.

Petrology, v. 25, pp. 72—77.

61. Mathias, H. E., 1928, Syngenetic origin of pj rite concretions in the Pennsyha-

nian shales of north-central Missouri: Jour. GeoI., v. 36, pp. 440—450.

62. Malhias H. E., 1931, Calcareous concretions in the Fox Hills Formation, Colo-

rado: Amer. Jour. Sci., ser. 5, v. 22, pp. 354—359.

63. Maxwell, 1. A., 1953, Geochemical study of chert and related deposits: Univ

Minnesota, Ph. D thesis.

64. Mur ay, 1., and Renard, A. F., 1891, Report on deep-sea deposits based on the

specimens collected during the voyage of H. M. S. Challenger in the years 1872—1876

Challenger Repts., Deep-sea deposits, pp. 391—400.

65 Nagtegaal. P. I. C., 1969, Microlextures in Recent and fossil caliche: Leidse

Geol. Meded.. v. 12, pp.

131

— 142.

66.

ederlof, Μ. H., 1959, Structure and sedimentology of the Upper Carboniferous

of the Upper Pisuerga Valleys, Cantabrian Mountains, Spain: Ph. D thesis, Leiden

67. Vewhouse. W. H., 1927, Some forms ol iron sulphide occurring in coal and other

sedimentan rocks: Jour. Geol, v. 35, pp. 73—83

68. Nichols, H. №., 1906, New forms of concretions: Field Columbian Mus. Geol

Publ., ν 3, pp. 25—54.

69. Oertal, G., and Curtis, C. D , 1972, Clay-ironstone concretion preserving fabrics-

due to progressive compaction- Bull. Geol Soc. Amer., ν 83, pp. 2597 2606

70. Ohlson, B., 1961, Observations on Recent lake balls and ancient Corycnm*

inclusions in Finland: Bull. Comm. Geol. Finlande 196, pp. 377 390.

602-

71. Pecora, W. T

Hearn, В. C.. Jr.. and Milton, C

1962, Origin of spherulitic

phosphate nodules in basal Colorado Shale, Bearpaw Mountains, Montana; U. S, Geol.

Surv. Prof. Paper 450-B, pp. 30—35.

72. Pettijohn, F. ]., 1926, Intraformationa) phosphate pebbles from the Twin City

Ordovician: Jour. Geol., v. 34, pp. 361—373.

73. Pogue, I. E., 1910, On sand-barites from Kharea

Egypt: Proc, U. S. Nat. Mus

v. 38, pp. 17—24.

74. Quirke, Т. T., 1917, Espanola district, Ontario: Geol. Surv. Canada Mem 102,

92 pp.

75. Raiswell, R., 1971, The growth of Cambrian and Liassic concretions. Sedimen-

tology, v. 17, pp. 147—171.

76. Romberg, H., 1952, The origin of metamorphic and metasomatic rocks Chicago,

Univ. Chicago Press, pp. 220—225, 232—233.

77. Revelle, R., and Emery, K. O., 1951, Barite concretions from the ocean floor-

Bull fipnl. Soc. Amer., v. 62, pp. 707—724.

78. Richardson, W. A., 1919a, On the origin of septarian structure: Mineral. Mag,

-v. 18, pp. 327—338.

79. Richardson W. A., 1919b, The origin of Crelaceous flint: Geol. Mag, v. 56,

pp. 535—547.

80. Richardson, W. Α., 1921, The relative age of concretions: Geol. Mae, v. 58,

pp. 114—124.

81. Richardson, W. A., 1923, Petrology of shales with «beef» Quart. Jour. Geol

Soc. London, v. 79, pp. 88—89.

82. Robertson, P., 1944, Silica gel and Warsaw geodes: Trans. Illinois Acad. Sci.,

v. 37, pp. 93—94.

83. Robertson, P., 1951, Geode note: Science, v. 114, p. 215. Ruhland

M., 1961,

Quelques observations sur Ies ovoides des grauwaches du Culm des Vosges meridionales

Bull. Serv. Carte Geol. Alsace-Lorraine, v. 14, pp. 65—68.

84. Schwartz, G. M., 1927, Iron sulphide pseudomorphs of plant structures in coal-

Jour. Geol., v. 35, pp. 375—399.

85. Seibold, E., 1962, Kalk-konkretionen und kartonatisch gebundenes Magnesium

Geochim. Cosmochim. Acta, v. 26, pp. 899—909.

86. Shaw, E. W., 1917, The Pliocene history of northeastern and central Mississippi.

U. S. Geol. Surv. Prof. Paper 108, 138 pp.

87. Shead, A. C.. 1923, Notes on barile· in Oklahoma with chemical analyses of ba-

rite rosettes: Proc. Oklahoma Acad. Sci., v. 3, pp. 102—106.

88. Smith, L. L., 1948, Hollow ferruginous concretions in South Carolina: Jour.

Geol., v. 56, pp. 218—225.

89. Stout, W. E., 1944, The iron ore bearing formations of Ohio: Geol Surv. Ohio,

Bull. 45, 230 pp.

90. Stout, W. W.. and Schoenlaab, R. A., 1945, The occurrence of flint in Ohio-

Bull. Geol. Surv. Ohio 46, IlO pp.

91. Taliaferro, N. L., 1934, Contraction phenomena in cherts: Bull. Geol Soc Amer.,

•v. 45, pp. 189—232.

92. Tanton, T. L., 1944, Conchilites: Trans. Roy. Soc. Canada, ser. 3, v. 38, sec 4,

pp. 97—104.

93. Tarr, W. A., 19-17, The origin of the chert in the Burlington Limestone. Amer.

Jour. Set., ser. 4, v. 44, pp. 409—452.

94. Tarr, W. Α., 1921, Syngenetic origin of concretions in shale: Bull. Geol Soc.

Amer., v. 32, pp. 373—384.

95. Tarr, W. A., 1926, The origin of chert and f.int: Univ. Missouri Studies, ν 1,

pp. 1—54.

96. Tarr, W. A., 1932, Cone-in-cone, in Treatise on sedimentation (Twenhofel, W H.

•ed.): Baltimore: Williams and Wilkins, pp. 716—733.

97. Tarr, W. A., 1933, The origin of sand barites of the Lower Permain of Oklaho-

ma: Amer. Mineral., v. 16, pp. 260—272.

98. Tarr, W. A., 1935, Concretions in the Champlain Formation of the Connecticut

Valley: Bull. Geol. Soc. Amer., v. 46, pp. 1493—1534.

99. Tarr. W A., and Twenhofel, W. H., 1932, Chert and flint, in Treatise on sedi-

mentation (Twenhofel, W. H., ed.), Baltimore: Williams and Wilkins, pp. 519—545

100. Taylor, J. H., 1949, Petrology of the Northampton sand ironstone Iormation

•Great Britain Geol. Surv. Mem., Ill pp.

101. Taylor. J. H., 1950, Baryte-bearing nodules of the Middle Lias of the English

east Midlands: Mineral. Mag., v. 29, pp. 18—26.

102. Todd, J. E., 1903, Concretions and their geological effects: Bull Geol Soc

Amer., v. 14, pp. 353—368.

603-

103. Todd, /. Ε, 1913, More aboul seplanan struclure Geol. Mag,

. W

pp. 361—ЗЬ4. , . „ .

104. Trefellien, J. Af., 1947, Some features of the cherts In the vicinity of Colmnbia

Missouri: Amer. Jour. Sci., v. 245, pp. 56 58.

105. Usdowski, H.-E., 1963, Die Genese der Tulenmergel oder NagelkaIke (cone in

cone): Beitr. Min. Petrog, v. 9, pp. 95 110

106. Vanossi, AI., 1964, 11 problema dclle seplarie· Alli dell'lnslilulo Geol Univ

Pawa

\ 15, pp. J2 88.

107. Van Tmjl

F. Ai., 1912, A study of the cherts of the Osage series of Uie

Mississippian system: Proc. Iowa Acad. Sci., v. 19, pp. 173—174.

108. Van Tuyl

F. M., 1916, The geodes of the Keokuk beds: Amer. Jour. Sci, ser 4

v. 42, pp. 34—42.

109. Van Tuyl

F. Ai., 1918, The origin of chert: Amer. Jour. Sci, ser. 4, v. 45

pp. 449—456.

110. Warkenlin, B. P., 1967, Carbonate content oi concretions in varved sed'raents

Canad. Jour. Earth Sci., v. 4, 333 pp.

111. Weber, J. N.. Williams, E. G., and Keiih, M. L., 1964, Paleoenvironmenlal s g

nificance of carbon isolopic composition of sideritc nodules in some shales of Pennsyl

vanian age: Jour. Sed. Petrology, v. 34, pp. 814 818.

112. Weeks, L. G., 1953, EiiviiDiiiiieiil and mode of origin and facics rclat onsh p&

of carbonate concretions in shales: Jour. Sed. Petrology, v. 23, pp. IC2—173.

113. Weeks, L. G., 1957, Origin of carbonate concretions in shales, Magdalena Val

ley, Colombia: Bull. Geol. Soc. Amer., v. 68, pp. 95 102.

114. Willcox, 0. W., 1914, Iron concretions of the Redbank sands: Jour GeoU

v. 14, 243 pp.

115. Woodland, B. G., 1964, The nature and origin of cone-in-cone structure: Fiel-

diana, Geol., v. 13, no. 4, pp. 187—305.

ГЛАВА 13. ПИТАЮЩИЕ ПРОВИНЦИИ

Введение

Мы переходим теперь от описания и классификации осадочных по-

род, а также от непосредственно связанных с этим вопросов, касающих-

ся их консолидации, к проблеме интерпретации и к весьма важному

вопросу: что помимо сохранения следов жиэ:ш па Земле дает летопись

осадконакоплеиия геологии и геологической истории? Что мы хотим

узнать? Нас интересует, как и при каких условиях образуются осадки.

Для кластических пород — это вопросы питающих провинций (prove-

nance), т. е. климата, рельефа и литологии исходных пород в области

сноса. Ответ на эти вопросы дает главным образом изучение состава

гравелитовых обломков и песчаников, которое непосредственно указы-

вает иа тип пород источников сноса. Однако состав осадков отличается

от состава исходных пород в области сноса, поскольку обломочный ма-

териал этого района был просеян через «геологическое сито» и претер-

пел существенные изменения в результате селективной утери одних

компонентов и обогащения другими (вопрос, затрагивающий стабиль-

ность минералов при выветривании в области сноса), абразии npir

транспортировке, а также изменения или растворения на стадии диа-

генеза. Для решения этой проблемы необходимы данные минералогиче-

ского анализа в сочетании с изучением как механической, так и хими-

ческой стабильности минералов.

Другой вопрос, который нас интересует, где и на каком удалении

находился источник сноса, как он был связан с конфигурацией н бати-

метрией бассейна осадконакоплеиия? Иными словами, какова была па-

леогеография во время отложения той или иной конкретной формации?

Для ответа на этот вопрос необходимо установить региональный па-

леонаклои, простирание зоны осадконакоплеиия, систему палеотечений,

участвовавших в процессе седиментации, и распределение фаций. Ре-

шить эту палеогеографическую задачу может помочь система палеоте-

чений, реконструированная по первично-орнентироваииым текстурам,

характеру распределения обломков («конусы рассеяния») и латераль-

ным фациальным изменениям, включая изменения таких скалярных

свойств, как размер и степень окатанности гальки. Этот подход преду-

сматривает замеры и картирование таких распространенных признаков,

как косая слоистость, размер гальки, осадочная структура, т. е. требует

большого объема полевых наблюдений.

Третий вопрос, иа который мы ищем ответа, это — какова была об-

становка осадконакоплеиия. Вначале, однако, мы должны решить, что

мы под этим понимаем — химические и физические параметры среды

либо геоморфологическую (или географическую) характеристику? Что

является более значимым для геолога? Затем иам надлежит решить,

какие критерии мы должны использовать для того, чтобы различать все

возможные обстановки осадконакоплеиия: структуры, минералогию или

текстуры осадков, или, может быть, содержащиеся в них ископаемые

остатки, или же, как показывают исследования и выводы последних

лет, — вертикальную последовательность, т. е. разрез? Конечно, мы

должны использовать все доступные критерии, однако наш коллектив-

605-

ный опыт показывает, что, пожалуй, яаиболее эффективным средство»*

изучеиия древних условий осадконакопления является интерпретация

вертикальной последовательности литологии и текстур, понимание за-

кономерностей которой мы черпаем и трехмерном изучении современ-

ных осадков. Этот путь решения проблемы требует изучения стратигра-

фических разрезов в полевых условиях — метод древний, но вновь воз»

рожденный новыми концепциями и новыми данными по геологии со-

иременных осадков.

В этой и двух последующих главах мы рассмотрим очень кратко

•основные понятия и принципы, применяемые для определения источни-

ков сноса, при анализе палеотечений, а также при реконструкциях па-

леогеографии и условий осадконакопления.

Определения и понятия

В основном пластические осадки являются остатками, т. е. не-

растворимыми продуктами химического разрушения н дезинтеграции

пород, существовавших ранее. Состав этих остатков зависит отчасти от

состава материнских пород, а отчасти — от их зрелости, которая явля-

ется показателем степени осуществления процессов химического вывет-

ривания в направлении их полного завершения. Зрелость породы явля-

ется функцией времени, в течение которого происходят эти процессы, и

интенсивности, с которой они проистекали. Время и интенсивность про-

цессов выветривания зависят соответственно от рельефа и климата.

Но кластические породы являются промытыми остатками; они

подвергались процессам сортировки, конечным результатом которых

явилось фракционирование по размерам зереи на несколько групп. Эти

фракции отличаются друг от друга не только размером зерен, но н ми-

нералогическим и химическим составами. Наиболее тонкие фракции

являются продуктами наибольшего разложения — т. е. глинистыми ми-

нералами; более грубые фракции представляют собой недезинтегриро-

ванные остатки, производные от материнской или исходной породы.

Задача петролога сводится к тому, чтобы, исследовав конечный

фракционированный остаток, т. е. осадок, определить, откуда он

привнесен (расстояние и направление транспортировки), установить тип

породы или пород, нз которых он образовался, и на основании степени

зрелости этого остатка сделать вывод о климате и рельефе области

сноса (рис. 13-1). Последняя группа задач составляет предмет изучения

источников сноса, первые же имеют отношение к палеотеченням и во-

обще к палеогеографии.

Термин «питающие провинции» используется для охвата всех фак-

торов, связанных с образованием или «рождением» осадка. Чаще всего

он относится к материнским породам, из которых образовались осадки.

Каждому типу материнской породы, как правило, соответствует свой

особый набор минералов, который является «ключом» к определению

характера этой породы. Однако состав осадка определяетси не только

характером материнской породы; он является также функцией климата

и рельефа области сноса («распределяющей провинции», по Брэммелу),

которые определяют зрелость остатков, ведущих свое происхождение из

этой области.

Эрозия обычно прерывает процессы выветривания на полпути, осо-

бенно в районах с высоким рельефом. Эродированный материал в этих

случаях содержит фрагменты пород и минералов, не подвергшихся из-

менениям или измененных лишь частично. Аналогичным образом при

06-

определенных климатических режимах процессы химической дезинте-

грации протекают замедленно либо их вообще нет. Таким образом, со-

став продуктов выветривания и образующихся в конечном итоге осад-

ков является результатом чаще всего комбинированного влияния рель-

ефа и климата на исходные породы; любые выводы, касающиеся этих

факторов или типа материнской породы, должны основываться ва хими-

ческом и минералогическом составе осадков. Для того чтобы оценить

зрелость осадка, следует обладать определенными сведениями о мо-

бильности составляющих его химических компонентов и в особенности

об относительной стабильности различных породообразующих минера-

лов. Вначале мы рассмотрим ми-

нералы, как ключ к типу исходной

породы, а затем исследуем зрелость

осадка в свете мобильности окислов

и стабильности минералов.

Минералы и материнские

породы

Ученых, изучающих пластиче-

ские осадочные породы, интересует

тип и характер материнской поро-

ды, из которой образовались осад-

ки. Знание этого могло бы помочь

им идентифицировать область сно-

са. Фрагменты характерных пород

или присутствие в песках необыч-

ных минералов подкрепляют эту

идентификацию и, таким образом,

ведут к пониманию палеогеогра-

фии древних эпох. Дополнительное

влияние на характер осадков, отлагающихся в бассейне, оказывают

геологические события, происходящие вне бассейна осадконакоплення.

Резкий подъем и эрозия области сноса вызывают поступление новых

минералов, ранее отсутствовавших в этом бассейне; вулканизм за пре-

делами бассейна регистрируется также по притоку новых характерных

минеральных ассоциаций. Поэтому необходимо знать и уметь распо-

знавать наборы минералов, присущие существенно отличающимся друг

от друга источникам и характерные для них.

Совершенно необходимо также зиать, является ли осадок продук-

том первого цикла отложения, образовавшимся из кристаллических по-

род, или же это — продукт второго цикла, т. е. возникший из осадочных

пород. Многие свойства, такие как окатанность, могут быть унаследова-

ны от ранних циклов абразни; поэтому интерпретация истории такого

осадка является делом сложным. В среднем песчаники, по оценке Кры-

нина [36], на 30% состоят нз переработанного материала, иа 25% из

нового материала вулканического происхождения и иа 45%—из мате-

риала метаморфических источников сноса.

Хотя различие между осадками первого π второго циклов фунда-

ментально, для весьма зрелых пород его бывает трудно установить. Не-

зрелые осадки, такие как, например, аркозовые пески, чаще всего отно-

сятся к первому циклу. Кварц в песках первого цикла в большинстве

случаев является угловатым, однако иногда может быть и окатанным

за счет резорбции в магме нли коррозии в процессе выветривания. Pe-

Рис. 13-1. Методология изучения питаю-

щих провинций. По Поттеру и Сиверу

[Potter and Siever

1956, Journ. Geologie.

v. 64]

605

.генерационные каемки на кварце яиляются доказательством происхоя^

дения в результате второго цикла.

Весьма важно различие между плутоническими и супракрусталь-

ными питающими провинциями. Глубина, с которой поступает матери-

ал, является своего рода мерой амплитуды воздымаиия, за счет которо·

го происходило поступление обломочного материала. В соответствия

с этим гнейсы и плутонические изверженные породы образуют одну

группу, а слабометаморфизованные н осадочные породы другую. Плу-

тонические породы характеризуются грубой зернистостью и продуциру-

ют кварц и полевой шпат песчаной размерности; при размыве супракру-

стальных пород образуются кварц второго цикла и обломки пород пес-

чаной фракции. Отношение обломков полевошпатовых пород в песках

используется (см. главу «Песчаники») в качестве индекса, характеризу-

ющего питающую провинцию, и является мерой относительного вклада

плутонических н супракрустальиых зон.

Для определения источников сноса используются также легкие и

тяжелые минералы. В песках наиболее обычным минералом является

кварц. Поэтому наиболее многочисленные исследования были направ-

лены на определение связи различных типов кварца с материнской по-

родой. Одна из первых попыток в этом направлении была предпринята

Макки [44], который использовал включения в кварце, как ключ к оп-

ределению источников сноса. Более обстоятельными были работы Кры-

нина [36, 39], который создал классификацию кварца, включающуютри

группы: изверженного кварца (включая плутонический, вулканогенный

и гидротермальный), метаморфического (включая деформированный и

инъекционный кварц) и осадочного кварца либо в виде аутигенных об-

растаний, либо выполнения жил нли пустот. Критериями для распозна-

ния различных типов кварца являются включения, иогасание (волни-

стое нли нет), форма зерен (удлиненность) и поликристалличность.

Классификацией Крыиииа трудно пользоваться, так как она основана

-на признаках, которые могут быть присущи различным классам (а это

затрудняет объективное выделение последних), а также нз-за неаде-

кватности наших представлений о кварце материнской породы. Эти во-

просы были подвергнуты критическому анализу многими исследовате-

лями; рассмотрение взглядов по проблеме в целом было произведено

Блаттом [8, 9]. Более подробно история вопроса изложена в главе о пе-

счаниках.

Совершенно очевидно, что, несмотря на возникающие трудности,

-изучение детритового кварца может привести к существенным выводам.

Даже при отсутствии возможности с полной уверенностью судить об

источнике сноса обычного кварца, могут быть подмечены различия меж-

ду обычным и полнкристаллнческим кварцем, а также, вероятно, меж-

ду сутурированным и полигонизированным кварцем [77], между

плутоническим и вулканогенным кварцем [74]. Эти различия имеют

значение при анализе источников сноса и в любом случае могут быть

весьма полезными прн определении минеральных ассоциаций в зрелых

песчаниках.

Наиболее распространенным после кварца минералом является по-

левой шпат. Однако обычно при расшифровке источников сноса ему

уделялось меньше внимания, если не считать исследования Римсэйта

[55]*. Обычно полевой шпат кислых вулканитов представлен санвдн-

• А также важной методической разработки В. Д. Шутова (в сб. «Вопросы ми-

нералогии осадочных образований», кн. 3—4, 1956, изд. Львовского университета) —

Прим. ред.

08-

ном; для кислых магматических пород это —ортоклаз или микроклии.

Пертитовый полевой шпат указывает иа медленное остывание магмы и

поэтому характерен для глубинных источников. Полевым шпатам пиро-

кластического происхождения, как правило, свойственны эвгедральные

(идиоморфные) формы, обычно нарушенные и в ряде случаев имеющие

тонкую оболочку вулканического стекла, тогда как плутонические по-

левые шпаты — аигедральиы (ксеноморфны). Плагиоклаз в вулкано-

генных н гипабиссальных породах характеризуется волнистой зональ-

ностью; в плутонических и метаморфических породах такая зональ-

ность встречается реже [49].

Одним из наиболее информативных детритовых компонентов явля-

ются обломки пород; их тщательное изучение должно быть неотъемле-

мой частью исследований по определению питающих провинций. В пес-

чаниках обычно содержатся обломки пород, которые в силу ограничен-

ности размера песчаных зерен являются мелкозернистыми. Это могут

быть вулканогенные (в основном базальтовые или фельзитовые), оса-

дочные (как правило, пелнтовые илн микритовые) или мелкозернистые

метаморфические породы, например, такие, как аспидные сланцы или

филлиты. Частицы пород несут больше информации об источниках сно-

са, чем какие-либо другие типы зерен, хотя в некоторых случаях их

бывает трудно идентифицировать [11]. Диккиисон [19] предложил до-

вольно простую методику определения некоторых типов обломков по-

род, наблюдаемых в песках. Его классификация, основанная на струк-

турах пород, включает в себя вулканогенные, кластическне, микрогра-

нулярные обломки и тектоннты. Вулканогенные обломки имеют струк-

туру изверженных афанитов и включают фрагменты измененных или

перекристаллизованных вулканических пород; кластическне породы

имеют обломочные структуры. Обломки тектоннтов характеризуются

сланцеватой или полусланцеватой структурой; обломки микрогрануляр-

иых пород состоят из примерно равновеликих хорошо отсортированных

зереи. Их идентификация наиболее затруднительна, поскольку факти-

чески оии принадлежат к тому или иному из первых трех классов.

Многие неясные вопросы могут быть решены, если в разрезе при-

сутствуют конгломераты. Важными характеристиками являются коли-

чество и размеры гальки н валунов. Определенные типы гальки и их

соотношения указывают как на тип материнской породы, так и на даль-

ность транспортировки; менее устойчивые обломки по мере увеличения

этого расстояния быстро разрушаются. Однако, поскольку различные

материнские породы обладают разной способностью к образованию об-

ломков и неодинаковой устойчивостью к абразии, соотношения, наблю-

даемые в галечниках, нельзя рассматривать как прямое отражение от-

носительного содержания определенных пород в области сноса (3TQT

вопрос рассмотрен подробнее в гл. 6).

Исключительно важным средством определения характера мате-

ринской породы оказались тяжелые минералы [13]. Некоторые мине-

ралы являются диагностическими для определенного типа материнской

породы. Другие, как н кварц, значительно более распространены и

встречаются почти во всех типах исходных материалов. В этом случае

дополнительным средством, указывающим на характер материнской

породы, могут служить второстепенные признаки, такие, как включения,

цвет, форма и т. п. Возможности использования второстепенных призна-

ков продемонстрировала работа Крынина [40], которому удалось с по-

мощью этого метода распознать 13 разновидностей турмалина. Сход-

ным образом в качестве ключа к определению питающих провинций

609-

Те блице Ii

Наборы детритовых материалов, характерные для различных типов

материнских пород

Переработанные осадки

Барит Лейкоксен

Глауконнт Рутил

Кварц (в особенности с окатанными Турмалин (окатанный)

регеиерациониыми каемками)

Кремень Циркон (окатацный)

Обломки кварцита (типа ортокварцита)

Слабометаморфнзованные породы

Обломкн аспидных сланцев Обломки кварца или кварцяц

н филлитов (типа метакварцнта)

Биотит н мусковит Турмалин (небольшие соетло-корф

Полевые шлаты обычно отсутствуют невые эвгедральиые нключеаия карбод

Лейкоксен тов)

Снльиометаморфнзованиые породы

Гранат Кварц (метаморфическая разность)

А м φ а б о л (голубовато-зеленая раз- Мусковит или биотит

ность)

Кианит Полевой шпат (кислый плагиоклаз)

Силлиманит Эпидот

Андалузит Ц и о з н τ

Ставролит Магнетит

Кислые изверженные породы

Апатит Цирков эвгедральный

Биотит Кварц (изверженная разность)

Амфнбол Микроклин

Монацнт Магнетит

Мусковит Турмалин (небольшие розовые крнстаа

Сфен лы)

Основные изверженные породы

Анатаз Лейкоксен

Авгит Оливин

Брукнт Рутил

Гиперстен Плагиоклаз средний

Ильменит я магнетит Серпентин

Хромит

Пегматиты

Флюорнт Мусковит

Турмалин, обычно голубой (индико- Топаз

лит)

Гранат Альбнт

Монацит Микроклин

Примечание. Разности, выделенные разрядкоП, наиболее распространены.

были использованы разновидности циркона [75, 76]. Наборы минера*

лов, характерные для определенных материнских пород, приведена!

в табл. 13-1.

Как и в случае с компонентами галечников, состав набора тяжелый

минералов может изменяться не только за счет потери менее стабиль^

иых минералов в процессе выветривания, но и в результате селективных

потерь как при абразии в процессе транспортировки, так и вследствие

растворения уже после осадконакопления (внутрипластовое растворен-

ные). Эти проблемы будут рассмотрены ниже.

610

Для изучения питающих провинций некоторое значение могут

«Меть даже глинистые минералы. Если бы оии были стабильными, ми-

нералогия глин в осадке могла бы довольно близко соответствовать ми-

нералогии глин в определенной области сноса [79, 7]. Однако глини-

стые минералы подвержены изменениям после отложения и захороне-

ния, поэтому они менее пригодны для изучения источников сноса, чем

обломочные компоненты песков или галька в галечниках.

Стабильность минералов в почвенном слое

Знание среднего валового химического состава осадка или его ми-

нералогического состава требует прежде всего понимания разницы меж-

ду химическим и минералогическим составом продукта выветривания н

составом породы, из которой он образовался. Рассмотрим оба аспекта

этой проблемы.

Таблица 13-2

Анализ свежих и выветрелых мортонских гнейсов. По [39]

Окислы

SiO

71,51

55,07 30,83

—40,71

TiO

0,26

1,03

0,58

+0,32

14,62

26,14

14,62

0,00

0,69 3,72

2,08

+ 1,39

FeO

1,64

2,53

1,43

—0,21

MgO 0,77

0,33

0,18 —0,59

CaO

2,08

0,16

0,09

—1,99

3,84

0,05

0,03

—3,81

O 3,92

0,14

0,08 —3,84

O+ 0,30

9,75

5,40 +5,10

O- 0,02

0.G4

0,36 +0,34

0,14

0,36

0,20 +0,06

3 с

г о:

98,82*

99,96*

55,88 —43,94

* Некоторые малые компоненты, определенные С. С. Гольдихом, не включены в сумму.

А —свежие гиеЛсы Мортон, карьер компании Колд-Спрннг, аналнтнк С. С. Гольднх.

В —остаточная глниа из Рамсей-парка, Редвуд Ролле, Миннесота, вналитвк С. С. Гольднх.

В — масса окислов в 55,88 г выветрелого материала, образовавшегося из 100 г свежей породы

при допущении, что количество глинозема постоянно.

Г — потери в граммах каждого составляющего окисла при превращении 100 г свежей породы

55,08 г измененного материала.

Мобильность окислов

Химические изменения, происходившие во время выветривания,

определяются путем сопоставления состава продуктов выветривания и

^состава свежей, невыветрелой породы, из которой оии образовались.

Это было хорошо показано на примере изменения мортонских граиито-

гнейсоБ [30]. Свежие гнейсы содержат около 30% кварца, 19% калие-

вого полевого шпата, 40% плагиоклаза и 7% биотнта. Оставшиеся 3%

приходятся на амфибол, магнетит и акцессорные минералы. В табл.

13-2 приведен химический состав невыветрелого гиейса (колонка А) в

измененной породы (колонка Б). Судить о действительных изменениях

по данным этих анализов трудно, поскольку их суммарные результаты

в обоих случаях должны, разумеется, составлять 100%. Например, из-

менение содержания глинозема от 14,62 до 26,14% ие означает поступ-

ления дополнительного количества его, а свидетельствует лишь об уве-

личении его доли в общем составе по отношению к другим компонен-

611-