litology-kl-2012

Ka = (Q3*Q1)/ Md2.

Если Ka<1, то в породе преобладает крупнозернистый материал, если Ka>1, – преобладает тонкозернистый материал.

3. Форма обломков. Аллотигенный характер минералов часто отражается в окатанности, которая используется для классификации грубообломочных пород. Для определения формы и степени окатанности зерен имеются различные методы. Простейшим способом определения степени окатанности зерен является визуальное сравнение с трафаретами, представляющими собой силуэты зерен определенных категорий окатанности (рис. 4). Для выяснения средней окатанности зерен под микроскопом изучают 50-100 зерен и вычисляют средневзвешенный коэффициент окатанности по разным фракциям:

K0 0n0 1n1 2n2 3n3 4n4 25

где 0, 1, 2, 3, 4 – баллы окатанности; п0, ..., n4 – число зерен, имеющих окатанность данного балла. При этом изучают зерна поперечником более 0,05 мм, так как зерна более мелкого размера обычно практически не окатываются. Обычно степень окатанности возрастает от мелких зерен к крупным, поэтому определение производят по разным фракциям. Для сравнения пород следует выбрать какую-либо одну фракцию; обычно изучают обломки разме-

ром 0,25-0,5 мм или 0,5-1,0 мм.

Рис. 4. Трафарет для определения окатанности зерен

Баллы окатанности: 0 - остроугольные или резко угловатые, 1 - неокатанные или угловатые, 2 - полуокатанные, 3 - окатанные, 4 - хорошо окатанные

Особо характеризуют изометричность обломков, выделяя зерна четырех типов: 1) изометричные – три поперечника зерна примерно равны между собой или наибольший не превышает наименьший более чем в 1,5 раза; 2) удлиненные – два поперечника примерно равны между собой, а третий превышает их более чем в 1,5 раза; 3) уплощенные – один из поперечников более чем в 1,5 раза меньше двух остальных; 4) удлиненно-уплощенные, промежуточные между вторым и третьим типами. При специальных исследова-

11

ниях вычисляют коэффициенты изометричности, удлиненности и уплощенности.

4.Взаимоотношение обломков. Обломочные (кластические) структуры по признаку взаимоотношения зерен относятся к разряду неконформнозернистых, характеризующихся несоответствием контуров соседних зерен. Зерна не заполняют полностью пространство, сочетаясь с пустотами (порами), заполняемыми впоследствии цементом. Продуктом уплотнения может стать механоконформная структура (структура вдавливания), характерная для граувакк. Она возникает при механическом приспособлении зерен друг к другу под давлением вышележащих слоев или при стрессе: более пластичные

имягкие зерна (обломки слюд, глауконита, глин, известняков и т.п.) приспосабливаются к прочным и твердым (обломки кварца, плагиоклазов, кварцитов, эффузивов и др.), прилегая к ним плотно, без промежутков; твердые зерна частично внедряются в пластичные (рис. 5).

5.Соотношение обломков и цемента (тип цементации). По количе-

ственному соотношению с обломками выделяют четыре вида цемента: 1) базальный – цемента 40-50 %, зерна не соприкасаются друг с другом, распределяясь равномерно или пятнами; 2) поровый – цемента 25-40 %, зерна соприкасаются или отстоят друг от друга не больше, чем на половину диаметра; 3) пленочный – цемента меньше 25 % и он покрывает обломки пленкой, структура обломочного каркаса неконформная (пористость 5-15 %) или механоконформная; 4) контактовый – цемента меньше 10 %, он присутствует на контактах между зернами (пористость 15-30 %) (рис. 6-1). Существует также классификация цемента, сформированного на стадиях катагенеза и метагенеза, которая учитывает взаимоотношение цемента с обломками и цементацию под давлением: 1) крустификационный – обрастание обломочных зерен аутигенными минералами; 2) регенерационный – разрастание зерен с образованием каемки вокруг обломочных зерен из того же вещества, часто с одинаковой оптической ориентировкой каемки и обломочного зерна; 3) пойкилитовый (типа Фонтенбло) – кристаллы цемента относительно крупные, обломочные зерна рассеяны в них равномерно; 4) коррозионный – образуется благодаря коррозии обломочных зерен и цементации веществом того же или другого состава; 5) цементация вдавливания – цементация без цемента, за счет внедрения одних зерен в другие, обжимания и выжимания пластичных зерен в межгранулярное пространство при общем или направленном уплотнении; 6) цементация растворения – цементация без цемента, за счет растворения зерен при высоких давлениях и сближения их по микростилолитовым швам; часто сопровождается регенерацией зерен в направлении, перпендикулярном давлению (рис. 6-2).

6.Структура цемента. Различают цемент аморфный и кристаллический: крупнозернистый (>0,5 мм), среднезернистый (0,1-0,5 мм), мелкозернистый (0,05-0,1 мм), тонкозернистый (0,01- 0,05 мм), микрозернистый или пе-

12

литоморфный (<0,01 мм) и разнозернистый. В большинстве случаев породы содержат несколько типов цемента – так называемая смешанная цементация.

Рис. 5. Структуры осадочных пород по взаимоотношению зерен [25]

1-3 – конформнозернистые и 4-6 – неконформнозернистые структуры: 1а – гипидиоморфнозернистая; 16 – гипидиобластовая с элементами органогенной; 2а, 26. 2в – грано-, лепидо- и нематобластовая; 3 – механоконформнозернистая; 4 – обломочная, (кластическая); 5 – органогенная раковинная; б – сфероагрегатная (оолитовая, пизолитовая).

Структуры вулканогенно-осадочных пород сходны со структурами терригенных образований и изучаются с использованием той же классификации. Специфика их номенклатуры заключается в использовании, наряду с обычными терминами, специальных. Вулканогенную алевритовую структуру часто называют пепловой, дресвяную – лапиллиевой, а щебневую и глыбовую – бомбовой. Для вулканических туфов чаще, чем для терригенных пород, применяют классификацию по типу обломков, выделяя литокластическую, кристаллокластическую, витрокластическую, пемзокластическую и смешанные структуры (рис. 7).

Структуры хемогенных пород относятся в основном к кристалличе- ски-зернистым. Их классификация предусматривает учет следующих признаков:

1. Размер и форма кристаллов и их агрегатов (табл. 4). Для характери-

стики структуры по этим признакам важно отмечать колебания размера зерен (степень разнозернистости). Выделяют агрегаты: оолиты, сферолиты, пизолиты и бобовины – концентрически-зональные, радиально-лучистые и однородные сферические образования размером до нескольких миллиметров. Для различия структур по величине агрегатов вводят дополнительные градации.

13

Сфероагрегатные структуры делят на мелкооолитовые (сферолитовые) при размере оолитов менее 0,5 мм и крупнооолитовые (сферолитовые) при размере 0,5-1 мм; за границу между мелко- и крупнобобовой (мелко- и крупнопизолитовой) принят размер в 5 мм. Дополнительная характеристика структуры по форме зерен должна учитывать степень их идиоморфности, облик и габитус.

Рис. 6. Типы цемента обломочных пород [23]

1 – по количественному соотношению с обломками и его расположению:

а– базальный; б – базальный сгустковый; в – поровый; г – пленочный первого подтипа, при рыхлой укладке и остающихся порах; д – пленочный второго подтипа при

плотном, конформном расположении зерен, без пористости; е – контактовый. 2 – по взаимоотношению цемента с обломками и типы цементации без цемента:

а– крустификационный (обрастания); б – регенерационный (нарастания); в – пойкилитовый (типа Фонтенбло); г – коррозионный (разъедания); д – цементация вдавливания; е – цементация растворения

2.Характер взаимоотношения зерен. Выделяют конформнозернистые

инеконформнозернистые структуры. Конформнозернистые структуры характеризуются приспособленностью зерен друг к другу: сторона одного зерна является стороной соседнего, так что зерна полностью, без промежутков, заполняют пространство. Различают гипидиоморфнозернистую, гипидиобластовую, гранобластовую, лепидобластовую, нематобластовую и механоконформнозернистую структуры (рис. 5 – 1,3).

Неконформнозернистые структуры характеризуются несоответствием контуров соседних зерен, не заполняющих полностью пространство. Наряду с вышеописанными обломочными в эту категорию входят цельноскелетная органогенная (ракушняковая, биогермная и т.д.) и сфероагрегатная (оолито-

14

вая, сферолитовая, пизолитовая, бобовая, онколитовая, конкреционная, желваковая, копролитовая и т.д.) (рис. 5 – 4-6).

Рис. 7. Структурные компоненты вулканогенно-осадочных пород [25]

а – литокласты, 6 – кристаллокласты, в – пемзокласты, г – витрокласты

Структуры глинистых пород чрезвычайно разнообразны и делятся следующим образом.

1. Размер зерен. Выделяют пелитовую структуру пород, состоящих почти нацело (>95 %) из частиц размером 0,0001-0,01 мм, и коллоидальную структуру агрегатов с зернистостью <0,0001 мм. Граница пелитовой и коллоидальной фракций 0,0001 мм является верхним пределом коллоидных растворов, не подчиняющихся силе тяжести; одновременно это предел разрешения светового микроскопа. К разновидностям относят крупную (0,001—0,01 мм) и тонкую (0,001-0,0001 мм) пелитовые структуры. Алевропелитовая структура свойственна глинам, содержащим примесь алевритового материала в количестве от 5 до 50 %. Псаммопелитовая структура характеризует глины, содержащие примесь песка в количестве от 5 до 10 %. Порфиробластовая структура выделяется по наличию хорошо развитых кристаллов и их сростков в однородной тонкодисперсной глинистой массе.

2. Форма и взаимоотношение зерен. Выделяют ооидную, реликтовую,

фитопелитовую, конгломератовидную и брекчиевидную структуры. Ооидная структура характеризует тонкодисперсную глинистую массу, в которой рассеяны округлые образования (ооиды) разной величины, сложенные таким же, как и основная масса, или отличным от нее материалом, часто с примесью органического вещества. Реликтовая структура характерна для элювиальных глин: на фоне однородной глинистой массы выделяются минеральные остатки неразложившейся первоначальной породы. Фитопелитовая структура характеризуется наличием в основной глинистой массе породы растительного детрита (углефицированных тканей, спор и др.). Конгломератовидная и брек-

15

чиевидная структуры наблюдаются в переотложенных глинах, состоящих из соответственно округлых и угловатых обломков.

Структуры органогенных пород выделяют при наличии в породе

(более 20-30 %) остатков организмов различной классификационной принадлежности и степени сохранности. Их ведущим признаком является форма остатков. Выделяют органогенную (биоморфную) структуру карбонатных и кремнистых пород, состоящих из скелетных остатков хорошей сохранности, и детритовую структуру пород, сложенных преимущественно из скелетных обломков. Размер зерен учитывают в основном для органогенно-обломочных пород, различая собственно детритовую (более 0,1 мм) и шламовую (менее

0,1 мм) структуры. По взаимоотношению скелетных остатков органоген-

ные породы обычно неконформнозернистые (рис. 5 – 5). Скелетные остатки часто соединены посредством цемента, а в пустотах скелетов находится заполнитель – выделения аутигенных минералов. Взаимоотношение структурных элементов биоморфных пород существенно меняется при перекристаллизации.

Таблица 4

Структуры хемогенных пород [19]

В заключение необходимо отметить иерархическое строение многих осадочных пород. Например, в обломочном известняке помимо брекчиевидной макроструктуры различают микрозернистую структуру цемента, структуру обломков, – например, щебневую; внутренняя структура одних облом-

16

ков является оолитовой, а других – органогенной раковинной. Структура самих оолитов игольчатая радиально-лучистая, структура раковин – поперечно-шестоватая. Собственную структуру, например, коллоидальную волокнистую, может иметь также заполнитель пустот в раковинах. Таким образом, в одной породе можно выделить до шести и более макро- и микроструктур.

ТЕКСТУРЫ ОСАДОЧНЫХ ПОРОД

Текстура – это сложение осадочной породы, определяемое ориентировкой, взаимным расположением составных частей, а также способом выполнения пространства. Текстура определяет внешний облик горной породы и изучается преимущественно в обнажениях и образцах (штуфах) горных пород. Она отражает анизотропию среды, в которой формировалась порода, поэтому имеет исключительное генетическое значение. Без исследования текстуры невозможно оценить фильтрационные, прочностные и другие физические и механические свойства осадочных пород. В последнее время в литологии начинают рассматривать в качестве самостоятельной характеристики породы способ выполнения пространства ее составными частями – укладку зерен.

Осадочные породы обычно залегают в виде слоев, поэтому различают внутрислоевые текстуры, текстуры кровли и подошвы.

Внутрислоевые текстуры. Наиболее распространены массивная (беспорядочная) и слоистая. Реже встречаются текстуры, связанные с жизнедеятельностью организмов, с оползневыми и другими явлениями, а также текстуры, возникшие уже в твердой породе в процессе ее преобразования.

Массивная (беспорядочная) текстура характеризуется однородным распределением и неориентированным расположением в породе ее составных частей. Такая текстура возникает при лавинной или, наоборот, медленной седиментации, сопровождающейся постоянным перемывом осадка и выносом глинистого материала и растительного детрита. Массивная порода имеет одинаковые физические свойства в различных направлениях. При ее физическом выветривании образуются обломки неправильной формы.

Слоистые текстуры обусловлены чередованием слоев нескольких разностей осадочных пород, отличающихся составом и (или) строением. Такие текстуры встречаются в осадочных породах наиболее часто и возникают в процессе накопления осадка при изменении материала в направлении, перпендикулярном поверхности напластования. Поверхность напластования – это поверхность, отвечающая одному историческому моменту существования поверхности осадка или нижней границы зоны осадкообразования. Слой – геологическое тело плоской (плащеобразной) формы, сложенное более или менее однородной породой и ограниченное сверху и снизу поверхностями напластования.

17

С учетом особенностей распределения осадочного материала различа-

ют горизонтальную, волнистую и косую слоистость (рис. 8). Эти типы фор-

мируются в определенных обстановках осадконакопления, что подчеркивает естественность их выделения. Горизонтальная слоистость возникает в состоянии относительного покоя среды или при ламинарном движении осадка. Волнистая слоистость вызывается, как правило, колебательными или пульсационными движениями воды или воздуха возле поверхности седиментации, а косая – поступательными, направленными движениями – течениями, за исключением очень медленных или очень быстрых ламинарных потоков. Косоволнистая слоистость образуется при сочетании колебательных движений и течения – волнений.

Для указанных типов слоистости стараются выделить элементарные слойки и их серии. По мощности слоев и серий среди текстур различают макрослоистые (более 50 см), мезослоистые (от 0,1 до 50 см) и микрослоистые (менее 1 мм).

Горизонтальная слоистость – типичная текстура осадочных пород, образующаяся при горизонтальном положении ровной поверхности наслоения. Слоистость чаще всего выражена в постепенном уменьшении размера частиц от подошвы к кровле (градационная слоистость мутьевых и паводковых потоков, пепловых туфов, рис. 9), в наличии инородных прослоев (глинистых, детритовых, галечных, конкреционных и т.п.) или в переслаивании разных пород.

Волнистая слоистость представляет собой фактически захороненную рябь и характеризуется волнистой поверхностью наслоения при горизонтальном зеркале ряби. Если рябь невысокая, слоистость сохраняется полностью, с гребнями и впадинами, а если рябь крупная (с высотой более 1520 см), то при перестройке плана волнения гребни срезаются и сохраняются только мульды (рис. 8). Волнистая слоистость не встречается в глинистых и алевритовых осадках. Это текстура песков, реже – гравийных осадков, включая и мелкообломочные известняки. Косая слоистость характеризуется расположением элементарных слойков под углом к плоскостям наслоения. При этом ориентировка слойков может меняться на небольшом расстоянии, а их наклон совпадает с направлением перемещения осадка. Косая слоистость возникает как в водной, так и в воздушной турбулентных средах и встречается преимущественно в песчаных, алевритовых и карбонатных породах. Различают прибрежно-морскую, дельтовую, русловую, потоковую и эоловую косую слоистость. В водных потоках мощность косых серий обычно не превышает 2 м, мощность эоловых серий достигает 50-80 м и более.

Косоволнистая слоистость объединяет признаки волнистой и косой слоистости и образуется при волнении, сопровождающемся поступательным перемещением осадков. Последние представлены обычно не очень грубыми песками самого разного генезиса. Серийные швы волнистые, а слойки – косые, часто S-образные.

18

Рис. 8. Основные типы слоистости осадочных пород [25]

а-6 – косая однонаправленная, с прямыми (а) и вогнутыми (б) слойками и с параллельными серийными швами; в – косая разнонаправленная с клиновидными прямолинейными швами; г-е – косоволнистая однонаправленная с волнистыми серийными швами (г), разнонаправленная (д), крупная и мелкая (е); ж-и – волнистая крупная, или мульдообраз-

ная (ж), мелкая (з) и с асимметричной волной и оползневыми складками (и); к-м – горизонтальная волнистая (к), пологая косая (л) и строго горизонтальная непрерывная и прерывистая (м)

Одновременно с седиментацией или сразу после отложения осадка формируются разнообразные текстуры, осложняющие слоистость или полностью ее стирающие. Важнейшими из них являются биогенные, возникшие в

Рис. 9. Формирование градационной слоистости

19

глинистых, известковых, алевритовых и песчаных осадках в результате жизнедеятельности червей, илоедов, ракообразных, иглокожих, моллюсков, некоторых водорослей и других организмов. Наиболее распространена ихнитовая текстура, представленная норами и следами ползания илоедов – фукоидами, возникшими в незатвердевшем осадке и заполненными материалом иного состава. Эти биогенные образования имеют различные размеры и ориентировку, располагаясь как на поверхностях напластования, так и внутри слоя. Некоторые породы, например мел, образовались из осадков, почти полностью переработанными илоедами, и имеют так называемую биотурби-

товую текстуру.

Корневая (комковатая) текстура формируется корнями растений, перемешивающих осадок, создающих в нем вертикальные линии раздела и полностью стирающих первичную слоистую текстуру.

Текстура взмучивания возникает вследствие мутьевых потоков, землетрясений и штормов, поэтому отложения с таким строением стали называть темпеститами (темпест, англ. – буря, шторм). Толща осадков мощностью до 0,5-1 м взмучивается волнением, а затем осаждается в виде хлидолита – поликомпонентной породы без слоистости и с вертикальным положением удлиненных фрагментов.

Текстура подводного оползания обычно представлена мелкими неправильными складками и оторвавшимися рулетообразными олистолитами размером от нескольких дециметров до нескольких метров по простиранию и мощностью 0,5-1,0 м, иногда до сотен метров (рис. 10, 11). Они образуются на морском дне, имеющем даже небольшой уклон в доли градуса и покрытом песчано-глинистыми рыхлыми осадками. Причиной оползания осадка обычно являются землетрясения.

Гидроразрывная (блюдцеобразная) текстура возникает при лавинной седиментации, когда мощный турбидитный поток погребает много воды. Вода, перемещаясь под давлением осадков вверх, прорывает слои в относительно ослабленных участках и изгибает их вверх . Элювиальная текстура наблюдается в континентальных и морских корах выветривания в виде вертикальных каналов и трещин, стирающих первичную текстуру пород (рис.

10).

Начиная с диагенетической стадии, в уже сформировавшихся осадочных породах образуются наложенные текстуры. Наиболее ранние и внешне похожие скорлуповатая и конкреционная текстуры образуются в результате перераспределения осадочного вещества с образованием концентрической отдельности глин и алевритов или конкреций различного состава: карбонатных, сульфидных, кремневых, фосфоритовых, железо-марганцевых и др.

Фунтиковая текстура представляет собой ряд конусов карбонатноглинистого состава, вложенных друг в друга и разделенных концентрическими трещинами. Зоны с фунтиковой текстурой обрамляют сверху и снизу конкреционные прослои, причем конусы «раскрываются» от осевой зоны вверх и

20