Шванов В.Н., Фролов В.Т., Сергеева Э.И. и др. Систематика и классификации осадочных пород и их аналогов

Подождите немного. Документ загружается.

M=p/N,

где M — молекулярное количество, р — проценты по весу; N — молекулярная масса

соответствующих оксидов. Сумма значений петрохимических параметров приводится к

100%.

Значения главных параметров наносятся на левую и правую части диаграммы.

Нанесенные на диаграмму по выбранным параметрам AI2O3 , К.20 и FeO" глинистые

отложения обособляются в определенные поля (рис. IV-5). К левой вершине левого треугольника

с 100%-ным содержанием AI2O3, являющегося наиболее важной характеристикой каолинитовых

глин, тяготеет поле А. В принятых петрохимических координатах оказались сближенными

смектитовые глины (поле В), обычно характеризующиеся содержанием AI2O3 до 20%, и

гидрослюдистые (поле С). Незаполненное поле X, по-видимому, соответствует глинистым

породам, редко встречающимся в природе. Информативность правого треугольника пока не

выяснена.

Структурное классифицирование. Возможности обычной

оптической микроскопии сильно ограничивают количественную оценку и

число уверенно диагностируемых структурообразующих элементов в гли-

нистой массе. Определение структурных особенностей оптическим методом

включает в себя оценки соотношений глинистого и обломочного материала

компонентов минеральной и биогенной природы; структурной однородности

глинистой массы с учетом степени кристалличности и ее агрегированности,

а также определение размеров структурообразующих элементов и их вза-

имоотношений.

Предлагаемая структурная классификация в той или иной мере пред-

усматривает использование общих генетических оснований и включает в

себя анализ и типизацию структур как первичных глинистых отложений

[2],

или аутоглин [10] (например, элювиальных), так и кластоморфных [12],

или аглоглин [10], не измененных постседиментационными преобразованиями.

Таблица IV-4

Структурная классификация пелитолитов

A. Пелитовая структура

Дисперсно-пелитовая и коллоидальная 0.005—0,0001 и < 0,0001 мм.

Агрегатно-пелитовая 0,005—0,1 мм.

Б.

Инклюдо-пелитовая структура. Выделяется по содержанию глинистой части и обломков

различной природы (обломочной и биогенной), с содержанием их от 5 до 50%.

Кластоморфно-инклюдо-пелитовая.

а. Алевро-пелитовая с размером обломков 0,05—0,005.

б. Псаммо-пелитовая (2,0—0,05 мм).

Биоморфно(зоо- и фито-)-инклюдо-пелитовая.

а. Мелкоскелетная 0.25—0,1 мм.

б. Тонкоскелетная 0.1—0,01.

в.

Микроскелетная

<0,01.

Обломочная структура

Кластогенная: а. Мелкообломочная 0,25—0,05 мм. б. Среднеобломочная 0,5—0,25.

в.

Крупнообломочная

1—0,5.

г. Грубообломочная >1,0 мм.

Интракластовая.

Фрагментарная.

Г. Псевдоморфная структура

С сохранением структуры замещаемых пород. Название дается в зависимости от

структуры материнских пород.

а. Осадочная псевдоморфная структура: а\ — реликтовая алевритовая (вид). Размер

обломков материнских пород 0,05—0,005 мм; аг — реликтовая псаммитовая (2—

0.05 мм); аз — реликтовая гравелитовая с более крупными фрагментами (>2 мм).

б. Сапролитовая. Возникает за счет глинизации магматических и метаморфических

пород. <5| — реликтовая псевдоморфная гранитная структура; 69 — реликтовая

диабазовая и др.; 63 — реликтовая витро-кристалло- и литокластическая.

Без сохранения структуры замещаемых пород. Название определяется структурными

особенностями глинистого вещества, замещающего материнскую породу:

а. Псевдоморфная пелитовая.

б. Псевдоморфная агрегитовая.

в.

Псевдоморфная микалитовая.

Структуры глинистых пород сгруппированы в четыре структурных рода,

девять структурных видов и несколько структурных разновидностей. Среди

структурных родов выделены следующие: пелитовый, инклюдо-пелитовый,

обломочный и псевдоморфный (табл. IV-4, IV-5, рис. IV-6). Признак вида

определяется особенностями структурообразующих компонентов в глинистой

массе, степенью сохранности компонентов исходных пород, подвергшихся

процессу глинизации, или природой (обломочной или биогенной, класто-

морфной или интракластовой) примесей. Разнообразие разновидностей

структур зависит главным образом от размера структурообразующих ком-

понентов.

Пелитовый структурный род. Является наиболее обширным. Тради-

ционно выделяемые в этой категории пелиты грубые с диаметром частиц

ЙГ=0,0l-s-0,001

и пелиты тонкие с d<0,0001 мм [2] не охватывают всего их

структурного разнообразия. Среди них возможно выделение коллоидно-пе-

литовых, дисперсно-пелитовых, мелкопелитовых, агрегатно-пелитовых и дру-

гих разновидностей (табл. IV-5).

Пелитовая структура является самой сложной структурной категорией

в силу многообразия процессов, проявляющихся в глинистых системах при

их структурировании. Структурообразование глинистого материала, прино-

симого на участки аккумуляции в грубодисперсной форме (во взвеси),

происходит под влиянием гравитационного механизма, а коллоидно-диспер-

сный материал подчиняется законам структурирования в дисперсных сис-

темах. В этом случае на образование структур в глинистых дисперсиях

оказывают влияние силы взаимодействия между частицами, а также по-

верхностные явления, идущие на границе минерал — вода.

Таблица

IV-5

Гранулометрическая

классификация пелитолитов с пелитовой

агрегатно-пелитовой структурами

Шкала

<Р

Размер

частиц,

мм

Номинальные

границы

классов

Название

частиц

Структурная

группа

Гранулометрический

вид

1,0

1—0,1

Агрегиты

Агрегитовая Микалитовая

или

гиганточешуйчатая

(гигантопелитовая)

0,5

1—0,1

Агрегиты

Агрегитовая Микалитовая

или

гиганточешуйчатая

(гигантопелитовая)

0,25

1—0,1

Агрегиты

Агрегитовая Микалитовая

или

гиганточешуйчатая

(гигантопелитовая)

0,125

1—0,1

Агрегиты

Агрегитовая Микалитовая

или

гиганточешуйчатая

(гигантопелитовая)

0,063

0,1—0,05

Агрегиты

пелиты,

агрегиты

Агрегитно-

пелитовая

Грубопелитовая

0,031

0,05—0,01

Агрегиты

пелиты,

агрегиты

Агрегитно-

пелитовая

Крупнопелитовая

0,0136

0,05—0,01

Агрегиты

пелиты,

агрегиты

Агрегитно-

пелитовая

Крупнопелитовая

0,0048

0,01—0,005

Агрегиты

пелиты,

агрегиты

Агрегитно-

пелитовая

Среднепелитовая

0,0039

0,005—0,001

Пелиты Пелитовая

Мелкопелитовая

0,0020

0,005—0,001

Пелиты Пелитовая

Мелкопелитовая

0,00098

0,005—0,001

Пелиты Пелитовая

Мелкопелитовая

0,00049

0,001—0.0001

Коллоидиты

пелиты

Коллоидально-

пелитовая

Дисперсно-пелито-

вая

и коллоидно-

пелитовая

0,00024

0,001—0.0001

Коллоидиты

пелиты

Коллоидально-

пелитовая

Дисперсно-пелито-

вая

и коллоидно-

пелитовая

0,00012

0,001—0.0001

Коллоидиты

пелиты

Коллоидально-

пелитовая

Дисперсно-пелито-

вая

и коллоидно-

пелитовая

0,00006

0,001—0.0001

Коллоидиты

пелиты

Коллоидально-

пелитовая

Дисперсно-пелито-

вая

и коллоидно-

пелитовая

6 Систематик;

Рис.

IV-6. Виды структур пелитовых пород, наблюдаемых на микроскопи-

а — чередование пелитовых и агрегатно-пелитовых форм, образующих микрослойчатую текстуру,

ио-пелитовой структурой. Кембрий, р. Тосиа; в — гндрослюдистая глина с чешуйчатой структурой

до-зоопелитовой структурой; д — каолинитовая глина с кластоморфпой инклюдо-пелитоиой

структурой. Карбон, р. Мета; ж — каолинитовая глина с псевдоморфной микалитовой структурой

(гумбрин).

К числу главных структурообразующих факторов относится наличие

заряда на поверхности глинистых частиц, возникающего при изоморфных

замещениях одних катионов в структуре глинистых минералов другими.

При этом наибольшим разнообразием изоморфизма характеризуются ми-

нералы с трехэтажным типом структуры, идущим как в тетраэдрических,

так и октаэдрических сетках. Наименьшую склонность к изоморфизму

проявляет группа каолинита; у монтмориллонита замещение происходит

главным образом в октаэдрических сетках, где Al

замещается Mg

, Fe

, Zn

, Li

и другими; у большинства гидрослюд изоморфизм

приурочен к тетраэдрическим сеткам и связан с замещением Si

на Al

Плотность заряда на базисных поверхностях гидрослюд в 1,5 раза выше,

чем у монтмориллонита. На структурирование частиц оказывает некоторое

влияние заряд боковых поверхностей частиц, возникающий под воздействием

ненасыщенных валентных связей атомов сеток и в связи с этим адсорбцией

ионов.

Поверхностные явления на границе минерал—водная среда обусловлены

адсорбцией молекул воды и образованием на поверхности частиц гидратной

пленки. По толщине этой пленки — от тонкой до значительной — слоистые

д е

ческом уровне, а—д, ж, з — 64

, николи X; е — 64

, без анализатора.

Гндрослюдистая глина, кембрий р. Тосна; б — гидрослюднстая глина с ииклюдо-кластоморф-

с включениями аутигенных сульфатов, карбонатов и пирита; г — смектнтовая глина с инклю-

структурой.

Карбон, р. Мета; е — каолинитовая глина с кластоморфной фнто-ннклюдо-пелитовой

(первичный каолин). Мел. Украина: з — смектнтовая глина с псевдоморфно-пепловой структурой

Мел.

Грузия.

силикаты распределяются в такой последовательности: пирофиллит—као-

линит—биотит—мусковит—гидрослюда—монтмориллонит. Максимальная

толщина гидратной пленки может достигать 30 мм.

Степень гидратированности глинистых частиц определяется также вли-

янием катионов — компенсаторов, активно присоединяющих к своей по-

верхности молекулы воды. В водной среде гидратация катионов приводит

к ослаблению их связи с поверхностью и часть катионов удаляется от

частиц. Катионы, оставшиеся на поверхности частиц, образуют адсорбци-

онный слой, а отошедшие катионы — диффузионный. Отрицательно заря-

женная поверхность частиц, компенсирующие ее заряд адсорбционный и

диффузный слой катионов, образуют двойной электрический слой частицы.

Структура двойного электрического слоя может меняться. В кислой среде

этот слой является знакопеременным: базисные поверхности несут положи-

тельный знак, а боковые — отрицательный; в щелочной среде диффузный

слой базисных и боковых сколов имеет одинаковые знаки.

В водной среде на частицу действуют разнообразные силы: отталки-

вания, определяющие стабилизацию глинистых дисперсий, и притяжения,

вызывающие агрегацию и коагуляцию частиц. Устойчивость и скорость

агрегации дисперсных систем зависят от знака и суммарной энергии их

взаимодействия (соотношение энергии их отталкивания и притяжения).

Осаждение глинистого материала в морских бассейнах происходит в соот-

ветствии с гранулометрией и коагуляционной способностью частиц. Их

осаждение и формирование определенных структурных и минеральных

типов глин связано с их структурными особенностями, свойствами повер-

хности, зависящими от числа и распределения на них дефектов, с типом

обменных катионов и с составом среды, определяемой концентрацией элек-

тролитов, значениями рН и Eh среды и другими особенностями.

Процесс структурообразования в глинистых системах начинается, оче-

видно, с коагуляции глинистого материала, поступающего в область акку-

муляций. Глинистые частицы подвергаются суммарному воздействию мо-

лекулярных сил притяжения между частицами и расклинивающему дей-

ствию оболочек связанной воды. Процесс структурообразования в этих

системах тесно связан также с формой и размером частиц, их концентрацией,

присутствием и концентрацией электролитов, изменением рН среды. Между

частицами возникают различные типы структурных связей: дальние коа-

гуляционные контакты, ближние коагуляционные контакты, смешанные

(коагуляционные и фазовые) и фазовые контакты [18].

Для корректного классифицирования пелитолитов на структурно-ве-

щественной основе из перечисленных структурных родов главный интерес

представляет категория пелитовых структур, ибо связи между составом и

структурой глинистого вещества, что представляется необходимым условием

для успешной реализации предложенного принципа классифицирования,

следует искать в лишенном примесей глинистом веществе. В силу действия

перечисленных ранее структурообразующих факторов категория пелитовых

структур может быть достаточно разнообразной; а размеры глинистых

частиц и их агрегатов могут варьировать в широком диапазоне от 0,001

мм и менее до 1—2 и более. В предлагаемой структурной классификации

пелитолитов в зависимости от размера частиц и степени их агрегированности

выделяется ряд структурных групп и гранулометрических типов (см. табл.

IV-5).

Среди пелитовых структур выделяют коллоидально-пелитовые, пели-

товые, агрегатно-пелитовые и агрегитовые. Первые и вторые встречаются

реже, ибо нахождение глинистого вещества в диспергированном состоянии

в силу действия разнообразных структурообразующих факторов менее ве-

роятно, чем в агрегированном. Третьи и четвертые являются более рас-

пространенными. Номинальные границы для большинства гранулометри-

ческих типов проведены с учетом размеров частиц, принимаемых в клас-

сификациях других типов осадочных пород.

Род псевдоморфных структур. В глинистых породах пользуется ши-

роким распространением и им посвящена обширная литература. Среди

них возможно выделение двух категорий структур: релитовых, характери-

зующихся сохранением контуров фрагментов материнских пород, по которым

развиваются процессы глинизации, и полностью глинизированных. В первом

случае в свою очередь возможно разделять структуры, возникающие по

осадочным породам, и структуры, образующиеся за счет глинизации из-

верженных и метаморфических пород (сапролитовые). В случае максималь-

ного развития процессов глинизации структура определяется особенностями

распределения и размером глинистых частиц замещающего материнскую

породу глинистого вещества.

Описанные категории структур формируются преимущественно на ран-

них этапах существования глинистых осадков и пород: на стадиях седи-

ментогенеза — начального катагенеза. При более глубоком эпигенезе про-

исходит их деструкция за счет перекристаллизации глинистого вещества,

приводящая к сравнительно простым структурным крупнокристаллическим

формам. Перечень структур, образующихся при глубоком эпигенезе —

повышенном катагенезе, метагенезе и последующем метаморфизме, сводится

к двум структурным родам, каждый из которых разделяется на структурные

виды (табл. IV-6).

Опыт изучения глинистых пород показывает, что между составом,—

структурным видом и разновидностью существует определенная зависимость,

т. е. определенные минеральные группы глин обладают определенными

структурными наборами. Эту зависимость удобно показать в таблице

матричного типа (табл. IV-7). Очевидно, в данном случае получаем струк-

турно-вещественную классификацию глинистых пород, которая должна оце-

ниваться как основная, базовая классификация. Каждая клетка таблицы,

получаемая от пересечения определенной минеральной группы с опреде-

ленной структурной разновидностью, соответствует определенной минераль-

но-петрографической разновидности глинистой породы. Название разновид-

ности легко считывается с таблицы. Так, порода обозначенная в табл". IV-7

цифрой 1, имеет название «каолинитовая псевдоморфная реликтовая глина

по алевритовой породе»; разновидность под цифрой 2 — «хлоритовая

агрегатно-пелитовая тонкочешуйчатая глина» и т. д. Тот факт, что для

глинистых пород может быть создана структурно-вещественная классифи-

кация уровня петрографической разновидности, свидетельствует о высокой

степени изученности этой группы осадочных образований.

Ультрамикроскопическая классификация глинис-

тых пород. Использование современных электронных микроскопов про-

свечивающего и сканирующего типов (ультрамикроскопический уровень),

дающих увеличение в десятки тысяч раз, выводит наши знания о пелитолитах

на более высокую степень знания о глинистой субстанции в целом и ее

структуры в частности. Этот уровень дает возможность, во-первых, детально

оценивать все разнообразие твердых структурообразующих элементов по-

роды, во-вторых, учитывать один из главных компонентов, составляющий

структуру породы и практически не получающий освещения при петро-

графической оценке,— это поры, находящиеся между твердыми структур-

ными элементами: межчастичные, межультрамикроагрегатные, межагрегат-

ные,

межзерновые и внутризерновые. О значении этого структурного эле-

мента свидетельствует пористость, которая в современных илах достигает

90,

а в глинах — 60%. Очевидно, структурная классификация на ультра-

микроскопическом уровне должна иметь самостоятельное значение, ибо

корреляция ее с петрографической структурной классификацией еще не

проведена.

Таблица IV-6

Структуры глинистых пород, формирующиеся на стадии

глубокого катагенеза — начального метаморфизма

Гомеобластовая (равномернозернистая) структура. По форме зерен выделяются сле-

дующие структуры:

а. Лепидобластовая — габитус зерен чешуйчатый или пластинчатый.

б. Гранобластовая — форма зерен изометричная, размеры зерен близки между

собой.

в.

Фибробластовая — форма зерен удлиненная, копьевидная, игольчатая, располо-

жение параллельное или спутанно-волокнистое.

Гетеробластовая (неравномернозернистая) структура. В зависимости от соотношения

размеров зерен и их очертаний выделяются следующие структуры:

а. Порфиробластовая. Характеризуется отчетливым обособлением порфиробластов

разного очертания и основной массы.

б. Гелицитовая. Структура характеризуется сохранением в порфиробластах первичной

слоистости в виде скрученных и изогнутых полос. Разновидность порфиробластовой.

в.

Порфиротопная. Характерно присутствие порфиробластов нескольких размеров:

более крупные окружены мелкими или заключены в мелкозернистый матрикс.

Структурно-вещественная

а.

•>

о.

а.

\ Структура

(перничная)

Глинистая \

субстанция \

Состав \

Минеральная

группа

Признак

рода

Пелитовая

а.

•>

о.

а.

\ Структура

(перничная)

Глинистая \

субстанция \

Состав \

Минеральная

группа

Признак

вила

Дисперсно-

пелитовая

Агрегатно-пелитовая

а.

•>

о.

а.

\ Структура

(перничная)

Глинистая \

субстанция \

Состав \

Минеральная

группа

Признак

разновидно-

сти,

MM '

СО

Q-

«5

со

>х

В"

5 *

со

та

=•

•I

га

о»

О.©

та

•X

та

•X

*©

»:

та

з-

»х

Э"

•С

S %

с •£

£ь

ъ га

*•£

я SP

Каолинитовая

^......;.h..^

;

•С

S %

с •£

£ь

ъ га

*•£

я SP

Смектитовая

•С

S %

с •£

£ь

ъ га

*•£

я SP

Иллитовая

•С

S %

с •£

£ь

ъ га

*•£

я SP

Хлоритовая

•С

S %

с •£

£ь

ъ га

*•£

я SP

Сепиолитовая

•С

S %

с •£

£ь

ъ га

*•£

я SP

Палыгорскитовая

•С

S %

с •£

£ь

ъ га

*•£

я SP

Вермикулитовая

•С

S %

с •£

£ь

ъ га

*•£

я SP

Аллофановая

Примечание. Заштриховано — встречаются часто, незаштриховано — встречаются

Названные уровни классифицирования исходят из разного понимании

внутреннего содержания структурной системы. Микроскопический уровень

исходит из традиционного понимания структуры пород, при котором в

понятие «структура» положены морфологические особенности структурных

элементов и их соотношение. С этих позиций под структурой большая часть

исследователей понимает свойство породы, определяемое размером, формой

и соотношением составных частей породы, а также степенью кристалличности

вещества. На ультра микроскопическом уровне дается морфометрическая

оценка структурных элементов микрокристаллов глинистых минералов(раз-

мера, формы, поверхности и количества), ультрамикроагрегатов (размером

от долей до нескольких микрометров), агрегатов (размером до десятков

микрометров), остатков микрофлоры и микрофауны, более крупных фраг-

ментов (оолитов, ооидов, глобул

ей,

интракластов, обломочных частиц и

мелких аутигенных неглинистых минералов), а также устанавливается про-

странственная композиция всей структуры, образованной из перечисленных

компонентов. При этом делается попытка учесть энергетический аспект

структуры, включающий в себя тип структурных связей между элементами

Таблица IV-7

классификация глинистых пород

и кл

юдо- пел итона

Обломочная

Псевдоморфная

Клаетоморф-

ио-пелитоиая

впоморфмо(фито-.

зоо-)-лелнтовая

Кластогенная и

интракластовая

С сохранением

структуры замет, пород

Без

сохранения

структуры

со

СО

о.

ас

H-

сч

«о

CJC

со

O.CN

та

о.

L-

СО

О.

со

I s

Cu с

СО

са

ГЗ

CL CN

I * &

— CX i

Qv о >.

Z I= £-<

со „ H-O

««««;:§•

= it? §S

с; С о о. * со

J-lis-

-ig

о Й н

й- • ы

0* >» X

ОС а- х

Et-

S е

5 S 3 о

5 S = =

T 3 £ *

редко или отсутствуют.

и общую энергию структурной системы [18]. Таким образом, ультрамик-

роскопический уровень основывается не только на гораздо более детальном

анализе морфологии структурных элементов, включая поры, но также

геометрических и энергетических параметров, включающих в себя прост-

ранственную композицию, тип структурных связей и общую энергию системы.

На данном уровне под структурой понимается пространственная органи-

зация всего вещества породы, характеризующаяся совокупностью морфо-

метрических, геометрических и энергетических признаков и определяющаяся

составом, количественным соотношением и взаимодействием компонентов

породы. Такое содержание, скорее, соответствует сложению породы, так

как структурные и текстурные характеристики выступают здесь в тесном

взаимодействии.

Ниже приведена характеристика главных ультра микроскопических

структур глин по работе В. И. Осипова с соавторами [18], с некоторыми

дополнениями (табл. IV-8, рис. IV-7).

Доменная ультрамикроструктура. Образуется крупными агрегатами (доменами), име-

ющими форму стопок, сложенных ориентированными внутри доменов агрегатами. Домены

Таблица 1V-8

Классификация глинистых отложений на ультрамикроскопическом уровне

(|18|, с дополнениями)

Структура Типы сложения глинистых пород

Мине-N.

ральный

состав >v

Домен-

ная

Глобу-

лярная

Губчатая Ячеистая

Матрич-

ная

Скелет-

ная

Лами-

нарная

Турбу-

лентная

Каолинитовая

Смектитовая

Иллитовая

I''

Смектито-

иллитовая

ilsi^llpiiltll

Разный

состав

•-

Примечание. Заштриховано — встречаются часто, незаштриховано — встречаются

редко или отсутствуют.

<*•

/ У/ JL*

Рис.

1V-7. Ультрамикроструктура глинистых пород [!8].

а — доменная; б — глобулярная; в — губчатая; г — ячеистая; д —

матричная; е — скелетная; ж — ламинарная; з — турбулентная.

контактируют по типу базис — скол, скол — скол. Формирующиеся при этом поры бывают

трех типов: крупные междоменные, изометричные размером от 2 до 8 мкм; внутридоменные

межчастичные и межультрамикроагрегатные щелевидные и клиновидные размером до 0,1 —

0,3 мкм. Пористость пород обычно высокая — до 37—47%. Ультрамикроструктура встречается

главным образом в элювиальных глинах каолинитового состава.

Глобулярная ультрамикроструктура. Формируется микроагрегатами сфероидальной

формы, сложенными листоватыми частицами (контактирующими по типу базис — скол),

которые образуют «бутоны» или (по типу базис — базис, базис — скол) глобулярные

микроагрегаты. Размер глобулей

5—20

мкм. Поры межглобулярные изометричные, размером

до 10—15 мкм, и внутриглобулярные в виде изометричных ячеек и щелевидной формы.

Образуется микроструктура при выветривании магматических и метаморфических пород,

богатых железом; характерна для отложений преимущественно смектитового состава.

Губчатая ультрамикроструктура. Образуется крупными агрегатами размером до

80 мкм, сложенными листоватыми микроагрегатами, контактирующими по типу базис —

базис, базис — скол, с образованием мелкоячеистой структурной сетки, напоминающей губку.

Поры межагрегатные (поры, микротрещины) и внутриагрегатные (межмикроагрегатные), поры

с анизометричной конфигурацией. Пористость породы 49—54%. Микроструктура характерна

для пород пелитолито'-смектитового состава.

Ячеистая ультрамикроструктура. Характеризуется наличием изометричных открытых

ячеек размером 2—12 мкм. Стенки ячеек сложены микроагрегатами, взаимодействующими по

типу базис — базис и базис — скол. Пористость 60—90%. Поры межагрегатные, округлые,

изометричные, клиновидные. Межчастичная пористость незначительна. Микроструктура типична

для молодых глинистых монтмориллонито-гидрослюдистых осадков.

Матричная ультрамикроструктура. Характеризуется наличием глинистой массы (мат-

рицы) и включений обломочных зерен песчаной и алевритовой размерности. Глинистые агрегаты

контактируют по типу базис—базис, базис—скол, скол—скол. Поры межагрегатные, изомет-

ричные, размером от 1 до 8 мкм. Пористость 30—55%. Встречается эта микроструктура у

глин гидрослюдистого и смешанного состава аллювиального, ледникового генезиса, а также

в морских осадках.

Скелетная ультрамикроструктура. Глинистый материал не создает сплошной матрицы.

Скелет породы выполнен частицами алевритовой размерности. Глинистый материал образует

«рубашки» на поверхности зерен и связывает зерна между собой. Пористость 40—60%. Поры

межагрегатные и межчастичные, изометричные, размером от долей миллиметра до 6 мкм.

Микроструктура встречается в молодых слабоуплотненных глинистых отложениях, наиболее

характерна для современных и четвертичных озерных и послеледниковых морских глин гид-

рослюдистого состава.

Ламинарная ультрамикроструктура. Характеризуется близостью размеров структурных

элементов и их высокой степенью ориентировки (вид ламинарного потока). Взаимодействие

агрегатов — по типу базис—базис и редко базис—скол. Поры межмикроагрегатные, щелевидные

и клиновидной формы. Поперечник их достигает 2, а длина 16—20 мкм. Поры открыты по

напластованию и закрыты в перпендикулярном направлении. Формируется в процессе накоп-

ления глинистого материала в условиях спокойного динамического состояния среды в пресно-

водных бассейнах, а также в процессе катагенеза в условиях уплотнения за счет других

микроструктур. Микроструктура характерна для ленточных глин, а также для уплотненных

осадков морского генезиса. Минеральный состав различный.

Турбулентная ультрамикроструктура. Образуется хорошо ориентированными по на-

пластованию глинистыми агрегатами, обтекающими включения песчаных и пылеватых зерен,

создавая локальные завихрения на фоне ориентированной текстуры основной массы. Микро-

агрегаты контактируют по типу базис—базис и реже базис—скол. Поры межмикроагрегатные,

неравномерно распределенные, часто втянутой, щелевидной формы, а также крупные изомет-

ричные, размером до 2—5 мкм. Образуется в ходе эпигенеза за счет видоизменения ячеистой

и, возможно, матричной микроструктур. Часто встречается среди литифицированных глинистых

осадков различного состава.

Необходимо подчеркнуть, что для глинистых отложений именно на этом уровне с доста-

точной очевидностью обозначается связь между составом глинистой субстанции, определяемым

чаще всего особенностями генезиса, и первичными седиментационными структурами, что, в

частности, хорошо видно из табл. IV-8.

СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ

Бобров Е. Т., Щипакина И. Г. Реконструкция состава метаморфизованных пород коры

выветривания/Под ред. В. П. Петрова. M., Наука, 1991. 168 с.

Викулова М. Ф., Бурков Ю. K-, Македонов А. В. и др. Фациальные типы глинистых

пород. Л., Недра, 1973. 288 с.

Генезис и ресурсы каолинов и огнеупорных глин/Под ред. В. П. Петрова. M., АН

СССР, 1990. 256 с.

Грим Р. Е. Минералогия глин. M., ИЛ, 1959. 152 с.

Г рим Р. Е. Минералогия и практическое использование глин. M., Мир, 1967. 510 с.

6. Дриц В. А., Коссовская А. Г. Геокристаллохимия породообразующих диоктаэдрических

смектитов.— Литология и полезные ископаемые, 1980, №1, с. 84—115.