Прошляков Б.К., Кузнецов В.Г. Литология

Подождите немного. Документ загружается.

Рис. 28. Текстуры подводного оползания в среднезерннстом слоистом песча-

нике, 1/2 натуральной величины. Фото А. И. Гусева

Рис. 29. Биогенная текстура. Норы сверлящих червей и роющих организмов

в известняке

Рис. 30. Стилолитовые швы, натуральная величина. Верхнекаменноугольные

отложения Прикаспийской впадины.

возникшими в незатвердевшем осадке и заполненных материа-

лом иного состава. Эти биогенные образования им.еют различ-

ную ориентировку и размеры (рис. 29). Некоторые породы,

например мел, образовались из осадков, почти полностью пе-

реработанными илоедами.

Среди внутрислоевых текстур есть постдиагенетические,

возникшие в уже сформировавшихся породах. Наиболее рас-

пространены из них стилолитовые и фунтиковые.

Стилолитовая текстура в сечении, перпендикуляр-

ном к наслоению, представляется пилообразными швами, рас-

секающими породу (рис. 30) и ориентированными преимуще-

ственно параллельно наслоению, хотя встречаются вертикаль-

ные и диагональные. Высота зубьев колеблется от долей до

.92

2—3 см и даже более. В плоскости разъема шва стилолитовые

текстуры представляют мелкобугорчатые поверхности. Сами

швы часто заполнены труднорастворимым тонкодисперсным

обломочным материалом, глиной, органическим обугленным

веществом, сульфидами или оксидами железа.

Стилолитовые текстуры характерны для карбонатных пород,

но иногда встречаются и в обломочных. При малой высоте зуб-

цов (до 5 мм) такие структуры называются сутурными. Суще-

ствует несколько точек зрения относительно генезиса стилоли-

товых текстур, однако большинство исследователей считают,

что они возникли вследствие избирательного растворения по-

род под давлением, а нерастворимые компоненты сконцентри-

ровались в полости шва.

Фунтиковая текстура в некотором роде напоминает

стилолитовую. Это одна из редких форм сочленения подсти-

лающих и перекрывающих слойков. На одной из контактирую-

щих поверхностей имеются выступы конической формы, а на

второй в соответствующих местах — углубления такой же

формы («фунтики»). Высота конусов составляет от долей до

нескольких сантиметров. Такие текстуры охватывают слои тол-

щиной до полуметра. Они характерны для мергелей, глинистых

известняков и глин. Считают, что фунтиковые текстуры возни-

кают при перекристаллизации и уменьшении объема породы.

Структуры осадочных пород (исключая грубообломочные и

крупнозернистые хемогенные) выявляются преимущественно

под микроскопом. В каждом классе пород в зависимости от

состава, условий образования и вторичных преобразований,

они имеют свои характерные черты.

Структуры обломочных пород определяются главным обра-

зом размером и отчасти формой слагающих их частиц.

Структура

Размер преобладающих

обломков, MM

Галечная (окатанные обломки)

Щебеночная (остроугольные обломки)

Гравийная (окатанные обломки)

Дресвяная (остроугольные обломки)

Псаммитовая крупнозернистая

Псаммитовая среднезернистая

Псаммитовая мелкозернистая

Алевропсаммитовая

Псаммоалевритовая

Алевритовая крупнозернистая

Алевритовая среднезернистая

Алевритовая мелкозернистая

Алевропелитовая

Пелитовая крупная

Пелитовая тонкая

10—100

1 — 10

1—10

0,5—1

0,25—0.5

0,1—0 25

0,1—1.0

с заметной примесью <0,1

0.01—0,1

с заметной примесью >0.1

0,05—0.1

0.025—0,05

0,01—0.025

<0.01 с примесью >0.01

0,005—0,001

<0.001

Таблица 14

Классификация структур хемогенных пород

Критерий

выделения

структур

Структура

Краткая характеристика

Размер

зерен

Крупнозернистая

Среднезернистая

Мелкозернистая

Тонкозернистая

Микрозернистая (пе-

литоморфная)

Разнозернистая (гете-

робластовая)

Пор фи робл астовая

Преобладают зерна величиной, мм:

>0,5

0,5—0,1

0,1—0,05

0,05—0,01

. <0,01

В массовом количестве имеются зерна раз-

личных размеров

На фоне однородной мелкозернистой мас-

сы выделяются более крупные зерна

Форма зе-

рен и их

агрегатов

Волокнистая ориенти-

рованная

Волокнистая беспо-

рядочная

Листоватая

Оолитовая

Сферолитовая

Пизолитовая

Бобовая

Зерна удлиненной формы, однонаправлен-

но ориентированные

Зерна удлиненной формы, беспорядочно

расположенные

Зерна листоватые, беспорядочно располо-

женные

В массовом количестве присутствуют ооли-

ты, диаметр зерен обычно 0,1 —1,0 мм

Внешне неотличима от оолитовой, но в раз-

резе сферолита (под микроскопом! видно

радиальное строение

В массовом количестве присутствуют пизо-

литы — округлые образования концен-

трического строения, диаметр зерен >1 мм

Внешне подобна пизолитовой, но бобовины

имеют однородное неконцентрическое

строение

Степень

кристалли-

зации

Аморфная

Образована аморфной бесцветной или сла-

бо окрашенной массой, угасающей в шли-

фах под микроскопом при скрещенных по-

ляроидах

Для хемогенных пород характерно кристаллически-зернистое

строение. Единой классификации их структур не существует.

Одна из наиболее распространенных схем, применяемая в неф-

тегазовой геологии разработана также с учетом размера и

формы кристаллов и их агрегатов. Для дифференциации струк-

тур по величине агрегатов могут быть введены дополнительные

градации. Оолитовые и сферолитовые структуры подразделя-

ются на мелкооолитовые (сферолитовые) при размере оолитов

мельче 0,5 мм и крупнооолитовые (сферолитовые) при размере

0,5—1 мм. Подобным же образом разделяют бобовые и пизо-

Рис. 31. Алевропелнтовая структура

глин: увел. 50, поляроид 1. Из коллек-

ции Н. М. Страхова

литовые структуры (табл.

14); границей между мел-

ко- и крупнобобовой (мел-

ко- и крупнопизолитовой)

принята величина 5 мм.

Структуры пород, в со-

ставе которых большое

участие принимают остатки

организмов (свыше 20—

30% объема породы), оп-

ределяются степенью со-

хранности этих остатков и

их количеством. Выделя-

ются следующие струк-

туры: биоморфная — в слу-

чае хорошей сохранности

скелетных остатков орга-

низмов; детритовая — по-

рода почти полностью со-

стоит из скелетных облом-

ков размером крупнее

0,1 мм (обычно более 1 мм);

биогенно-шламовая — ске-

летные остатки находятся

в раздробленном состоянии

(обломки мельче 0,1 мм).

Чрезвычайно многооб-

разны структуры глини-

стых пород. Рассмотрим

некоторые из них (по

М. Ф. Викуловой):

пелитовая структура

характеризует породу, со-

стоящую почти нацело

(>95%) из частиц разме-

ром <0,01 мм;

алевропелитовая струк-

тура (рис. 31) свойственна

глинам, содержащим при-

месь обломочного, преиму-

щественно алевритового

материала в количестве от 5 до 50 %.

псаммопелитовая структура характеризует глины,

щие примесь песка в количестве от 5 до 10 %;

порфиробластовая структура выделяется по наличию хо-

рошо развитых кристаллов и минеральных агрегатов в одно-

родной тонкодисперсной глинистой массе;

Рис. 32. Фнтопелитовая

Увел. 47, поляроид 1.

М. Ф. ВИКУЛОВОЙ.

структура глин.

Из коллекции

содержа-

Рис. 33. Пачки вторич-

ного каолинита в поро-

вом пространстве песча-

ника. Растровый элект-

ронный микроскоп. Увел.

500. Самотлор, глубина

1767—1768 м. Из кол-

лекции В. А. Кузьмина.

ооидная структура представляет собой тонкодисперсную

глинистую массу, в которой рассеяны округлые образования

(ооиды) разной величины, сложенные таким же, как и основ-

ная масса, или отличным от нее материалом, часто пигменти-

рованные органическим веществом;

реликтовая структура представляет собой однородную гли-

нистую массу, на фоне которой выделяются остатки неразло-

жившейся первоначальной минеральной массы или отдельных

минералов. Структура характерна для аллювиальных глин и

продуктов гальмиролиза вулканического пепла;

фитопелитовая структура характеризуется наличием расти-

тельных остатков (обугленных тканей, спор и др.) в основной

глинистой массе породы (рис. 32).

При визуальном изучении пород глинистые частички обычно

неразличимы. Представление об их облике можно получить

с помощью электронных микроскопов, особенно растровых

(сканирующих) при увеличении в 500—10 000 раз (рис.33).

Один из ярких диагностических и генетических признаков

пород — окраска. В естественных условиях цвет пород весьма

разнообразен, но обычно тусклых тонов. Эта особенность объ-

ясняется смешением различных цветов и в частности примесью

серого компонента. Определение цвета пород производится ви-

зуально или с помощью фотометра. Визуальное определение

окраски пород осуществляется на основании общепринятых

представлений или посредством сравнения с эталоном. Фото-

метрически определение цвета можно производить но мето-

дике В. И. Данчева. Принципиально она заключается в том,

что после снятия отсчетов с фотометра пересчитывают цифро-

вые данные с определением участия (доли) каждого цвета

в формировании окраски, в %. В сумме все цвета составляют

100 %.

Диагностическое значение окраски обусловлено ее связью

с каким-либо компонентом — хромофором, что и облегчает оп-

ределение породы. В ряде случаев окраска пород определяется

окрашенными обломочными минералами или обломками пород.

Так, светлую серовато-розовую окраску имеют аркозовые пес-

чаники за счет минерала микроклина, белую с сероватым от-

тенком — кварцевые и т. д.

Генетическое значение цвета осадочных пород заключается

в том, что по окраске в ряде случаев можно установить окис-

лительно-восстановительную обстановку. В общем виде пер-

вичные бурые, коричневые, красные, оранжевые, желтые цвета

и всевозможные их сочетания — признак окислительной среды.

Эти окраски определяются нахождением самого распростра-

ненного элемента-хромофора — железа в трехвалентной форме

и количеством воды в соединениях железа. Следует однако

иметь в виду возможность возникновения подобных цветов и

в стадии катагенеза. В этих случаях окраска часто бывает

неравномерной: пятнистой, зональной, полосчатой. Черные и

серые цвета различной интенсивности с синим, голубым и зе-

леным оттенками характерны для пород, сформировавшихся

в восстановительной обстановке. Главные хромофоры при

этом — тонкодисперсные, равномернорассеянные остатки обуг-

ленного органического вещества и сульфиды металлов, в ос-

новном железа (пирит, марказит). Есть здесь и отклонения.

Окислы марганца, например, также имеют черный или темно-

серый цвет, но образуются они в окислительной обстановке.

Граувакковые песчаники, формируясь в окислительной обста-

новке, часто имеют серый или зеленовато-се/ый цвет исключи-

тельно за счет обломочной части. Приведенные примеры напо-

минают о том, что при определении окислительно-восстанови-

тельной обстановки осадкообразования необходимо учитывать

и окраску, и минеральный состав пород.

Вопросы для самопроверки

1. Объясните сущность и значение классификации осадочных пород.

2. Перечислите виды классификаций осадочных пород.

3. Дайте понятие структуры и текстуры осадочных пород.

4. Расскажите о значении структуры и текстуры для выявления условий

формирования пород.

5. Приведите примеры текстур поверхности слоя и внутрислоевых.

6. Расскажите о классификации структур обломочных и хемогенных

пород.

7. Каково диагностическое и генетическое значение цвета пород?

4 Заказ № 1133

Глава 8

ОБЛОМОЧНЫЕ И ВУЛКАНОГЕННО-ОСАДОЧНЫЕ

ПОРОДЫ

Обломочные породы — одни из основных представителей

осадочных образований и составляют около 20 % объема оса-

дочной оболочки Земли. К этой группе относятся породы,

в которых обломочная часть составляет более 50 % от суммы

всех составных компонентов. Классификации обломочных по-

род базируются на минеральном составе и структуре обломков.

Чаще применяются классификации, в основу которых положены

структурные признаки — размер и форма обломков. Примени-

тельно к отдельным отраслям геологии составлены свои клас-

сификации. В нефтегазовой геологии используют преимущест-

венно схему классификации обломочных пород (табл. 15), пред-

ложенную Московским нефтяным институтом (ныне — Москов-

ский институт нефти и газа им. И. М. Губкина).

Основа грубообломочных пород — обломки горных пород

различного минерального состава и генезиса: магматические,

метаморфические, осадочные. В песчаных породах, а тем более

в алевритовых и пелитовых, обломочная часть представлена,

главным образом, обломками минералов. По минеральному

составу среди обломочных пород различают мономинеральные

(мономиктовые), олигомиктовые и полимиктовые. К мономине-

ральным относятся образования, в которых один какой-либо

минерал составляет не менее 95 % породы. В олигомиктовых

породах количественно преобладающий минерал должен со-

ставлять 75—95 %. Породы, в которых ни один из минералов

не достигает 75 % от их общей массы, называют полимикто-

выми. Такое деление обломочных пород обычно используется

при характеристике песчаных и алевритовых образований,

и иногда при изучении грубообломочных и пелитовых.

Обломки минералов и пород, возникшие при механическом

выветривании, на поверхности суши или в водной среде имеют

разнообразную форму — изометричного многоугольника, ли-

стоватую, плитчатую, игольчатую, шестоватую и т. д. В про-

цессе перемещения по поверхности суши или дну водоема ча-

стицы ударяются друг о друга, а также о породы или осадок,

по которому они перекатываются. Вследствие этого обломки

шлифуются, окатываются, их ребра и вершины сглаживаются,

а размер уменьшается. Быстрее всех окатываются грубообло-

мочные частицы, медленнее—песчаные, а алевритовые даже

при длительном переносе часто сохраняют свою первоначаль-

ную форму. Это объясняется прежде всего тем, что алеврито-

вые, а также и пелитовые частицы переносятся преимущест-

венно во взвешенном состоянии.

Таблица 15

Классификация обломочных пород

Группа

пород

Размер

обломков,

Название

обломков

Рыхлые породы

Сцементированные породы

Группа

пород

Размер

обломков,

Название

обломков

Окатанные

обломки

Угловатые

обломки

Окатанные обломки

Угловатые обломки

Грубооб- >1000

Глыба

Скопление глыбо-

Скопление глыб

Глыбовый конгло- Глыбовая брекчия

ломочные

вых валунов

мерат

100—1000

Валун:

Валунник:

Неокатанный ва- Валунный конгло- Валунная брекчия:

500—1000

лунник: мерат:

500—1000

крупный

крупный крупный

крупновалунный

крупновалунная

250—500

средний

средний средний

средневалунный

средневалунная

100—250

мелкий

мелковалунный мелковалунная

10—100

Галька

Галечник:

Щебенка: Конгломерат:

Брекчия:

(щебень):

Конгломерат:

Брекчия:

50—100 крупная крупный

крупная крупногалечный

крупнощебеночная

25—50 средняя

средний

средняя

среднегалечный

среднещебеночная

10—25

мелкая

мелкий

мелкая

мелкогалечный

мелкощебеночная

1—10

Гравий

(дресва):

крупный

Гравийник:

Дресвяник:

Гравелит:

Дресвит:

5—10

Гравий

(дресва):

крупный крупный

крупный крупнообломочный

крупнообломочный

2,5-5

средний

средний среднеобломочный

среднеобломочный

1—2,5

мелкий

мелкий мел кообломочн ый

мелкообломочный

Песчаные

0,1 — 1

Песок:

Песок: Песчаник:

0,5—1

крупный

крупнозернистый

0,25—0,5 средний среднезернистый

среднезернистый

Алеврито-

0,1—0,25 мелкий

мелкозернистый

Алеврито-

0,01—0,1 Алеврит:

Алеврит:

Алевролит:

вые

0,05—0,1

крупный

крупнозернистый

0,025—0,05 средний

среднезернистый среднезернистый

Пелитовые

0,01—0,025 мелкий

мелкозернистый

Пелитовые

<0,01

Пелит

Глина

Аргиллит

Примечание: без скобок даны названия

окатанных обломков, в скобках — угловатых.

§ 1. ГРУБООБЛОМОЧНЫЕ ПОРОДЫ

Обломочные породы, в которых присутствует свыше 25 %

обломков размером >1 мм по длинной стороне, принято назы-

вать грубообломочными. Существует много типов таких пород,

но распространены они неодинаково и их роль в геологиче-

ском строении стратисферы Земли и значение как полезных

ископаемых далеко неравнозначны.

Глыбовые породы встречаются исключительно в горных

районах. Их возникновение связано с крупными землетрясе-

ниями, сопровождающимися обвалами.

Валунные породы состоят из крупных обломков (100—

1000 мм) слабо сцементированных песчано-глинистым материа-

лом (см. табл. 15). В ряде случаев в составе цемента присут-

ствует значительное количество кальцита, кремнезема и неко-

торых других соединений. В этом случае породы прочно

сцементированы. Образование валунных пород связано с дея-

тельностью ледников, горных рек, селевых потоков. В про-

цессе транспортировки обломки обычно окатываются, при

отложении на месте они имеют угловатую форму. Мощность

валунных отложений невелика, обычно это единицы мет-

ров.

Галечные и щебеночные породы представляют собой скоп-

ление продуктов механического разрушения различных горных

пород—магматических, метаморфических, осадочных. Основ-

ные по значимости в них обломки размером 10—100 мм, содер-

жание которых более 25%. Щебеночные породы слагаются

остроугольными, неотсортированными по размеру обломками,

галечные — отсортированными и окатанными (шаровидной,

эллипсоидальной или чечевицеобразной формы). Такое разли-

чие определяется тем, что щебеночные породы образуются по-

близости от источника обломочного материала и поэтому об-

ломки не окатываются. Гальки образуются из щебня или мел-

ких неокатанных валунов вследствие окатывания в процессе

транспортировки.

Щебеночные породы — щебенка и брекчия, отличаются друг

от друга тем, что в первых обломки несцементированы, а во

вторых — сцементированы. Формируются эти породы за счет

материала, образовавшегося в результате обвалов, осыпей,

оползней (подводных и на суше), карстообразования, деятель-

ности ледников и других геологических процессов. При форми-

ровании пород на суше цементом или материалом, заполняю-

щим пустоты между щебнем, чаще всего служит песчано-глини-

стая, неотсортированная смесь. В морских условиях цементом

могут быть и карбонаты — кальцит, доломит, а также крем-

незем. Щебеночные породы имеют ограниченное распростра-

нение и небольшую мощность отложений. В зависимости от

100