Часть I 9

ЛИТОЛОГИЯ, ЕЕ ПРЕДМЕТ, МЕТОДЫ, ОСНОВНЫЕ ПОНЯТИЯ И ПОЛОЖЕНИЯ 9

1.2. история литологии 23

Глава 2 70

Глава 3 121

llllll П ГГГП 190

1_г 210

Часть И 251

Б. КРИПТОМЕРНЫЕ, незернистые визуально: пелитоморфные, афанитовые ■

меньше 0,05 мм

М

4. 0,05 — 0,0001

1. 0,05 — 0,001 (0,005)

0,05 — 0,01 0,01 — 0,005 0,005 — 0,001

2. 0,001 — 0,0001

4. Мельче 0,0001

5. Без зерна

ИКРОМЕРНЫЕ: микрообломочные, или алевритовые, микрозернистые, чешуйчатые, микробиоскелетные алевритовые, микрозернистые, микрочешуйчатые

крупно- —” — —" — средне- —" — —” —

«•

мелко- (или грубопелитовая)

субколлоидальные, крупно-мелкопелитовые, тонко- и

ультратонкочешуйчатые

КОЛЛОИДАЛЬНЫЕ

НЕЗЕРНИСТЫЕ: бесструктурные, аморфные

ется одинаково или близко. Из двух основных требований к грануломет­рическим классификациям — естественность границ и удобство в упот­реблении — в существующих классификациях обычно выполняется од­но, так как в детальных классификациях совместить их трудно. Требова-

ние естественности границ особенно важно для обломочных пород, сла­гающихся из зерен, переносившихся и откладывавшихся индивидуаль­но, когда проявлялись качественные скачки между разными популяция­ми зерен (см. ч. II, гл. 13). К гранулометрии кластолитов приспосабли­ваются размерностные структуры и других пород, что упрощает и уни­фицирует структурный анализ осадочных пород в целом (табл 2.8 и

ч. II, гл. 13).

По размеру зерна все структуры, как и породы, прежде всего де­лятся на две самые крупные группы: яснозернистые, или фанеро­мерные (полномерные), зерно которых видно невооруженным гла­зом, и криптомерные, или скрытозернистые, а также и незерни­стые, которые визуально воспринимаются как сплошные, бесструк­турные, что и обозначается двумя равноценными терминами: пели- томорфные, т.е. глиноподобные, землистые (например, мергели, опоки, диатомиты), и афанитовые — стекловатые по виду (обсиди- аны, кремни, яшмы). Граница между ними 0,05 мм — предел раз­решения глазом зернистости. Эта самая важная граница в грануло­метрическом ряду выбрана не по онтологическим (присущим объек­ту), а по познавательным, гносеологическим, т.е. методическим, критериям. Но, может быть, это счастливая случайность, с этой границей совпадает скачок свойств и в объектах — в породах: в бо­лее тонких осадках появляется связность, резко подскакивает высо­та капиллярного поднятия и т.д. Таким образом, граница 0,05 мм Является также естественной, а не только методической. Естествен­ное обоснование имеет и граница 2 мм: более крупные обломочные породы практически только литокластические, т.е. состоящие из обломков пород, а более мелкие часто также бывают и кристалло- кластическими, т.е. состоящими и из минералов.

Граница 0,0001 мм (или 0,0002 мм) также естественна, так как отме­чает верхний предел коллоидных растворов, не подчиняющихся силе тя­жести, имеющих один заряд для всех частиц, снятие которых вызывает коагуляцию коллоидного раствора и осаждение. Это и предел разреше­ния светового микроскопа, так как размер коллоидальных частиц мень­ше половины длины световой волны.

Некоторое гидродинамическое обоснование границы в 10 мм приво­дит Л.Б. Рухин (1969), что и позволяет принять ее за раздел гравия и га­лек. Верхний предел галек (10 см) принимается без обоснования, а иног­да его отодвигают до 20 см.

Отмеченные естественные, т.е. лежащие в самом объекте, границы все же обосновываются слабо. Это позволяет многим литологам для удобства и про­стоты пользоваться обычным арифметическим рядом, разбитым более или менее равномерно. Для хемогенных пород такой подход вполне приемлем.

Зернистость осадочных пород характеризуется также степенью рав- но- или разнозернистости, что для обломочных пород выражается сте­пенью сортировки. Среди разнозернистых выделяется порфировая или порфировидная структура: порода четко делится на две фракции: тон­кую, являющуюся фоном, или основной массой, и более крупные вкрап­ленники, а промежуточные по размеру зерна отсутствуют.

3. Форма зерен — третья сторона структуры, определяющая ряд физических свойств пород и несущая генетическую информацию. Для грубообломочных пород она используется также в номенклатуре и классификации. Описывают и классифицируют форму по степеням иди- оморфности и изометричности, а затем, особенно в обломочных породах, по вторичным изменениям первичной формы — по окатанности, корро- дированности и регенерированности (см. ч. И, гл. 13).

Hduotfop440cm.b отражает первичную форму и степень ее выражен­ности. У кристаллов это идиоморфность, т.е. выраженность свойствен­ной данному минералу кристаллографической формы, например куби­ческой (у пирита, галита, сильвина), октаэдрической (у флюорита), ромбоэдрической (у карбонатов), призматической (у сульфатов, пиро- ксенов, амфиболов и др.), уплощенной шпатовой (у полевых шпатов, кианита и др.). Важно отмечать и общий вид формы — габитус, или об­лик: волокнистый, листоватый, шпатовый, призматический, кубический и т.д. Свою форм^ имеют'и сохраняют или утрачивают не только кри­сталлы, но и раковины, сфероагрегаты, даже обломки пород и стекла. Описываются и все искажения или невыраженности идиоморфности — неправильность (в гранобластовых структурах), аллотриоморфность или ксеноморфность (у псевдоморфоз, заполняющих объем замещенного кристалла, например кубическая форма гематита-мартита, замещающе­го магнетит в джеспилитах докембрия).

Изометричность (или противоположное свойство — анизометрич- ность) выражает степень физической (механической) анизотропии ми­нерала или обломка породы, раковины и тесно связана с текстурой зерна или со спайностью. Обычно выделяют зерна четырех типов: 1) изомет- ричные, когда три поперечника зерна примерно равны между собой, или наибольший не превышает наименьший более чем в 1,5 раза; 2) удли­ненные, когда два поперечника примерно равны между собой, а третий превышает их более чем в 1,5 раза; 3) уплощенные, когда один из попе­речников заметно (более чем в 1,5 раза) меньше двух остальных; разно­видность — листоватые; 4) удлиненно-уплощенные, промежуточные между вторым и третьим типами. При специальных исследованиях из­мерением трех поперечников вычисляют коэффициенты изометрично­сти, удлиненности и уплощенности (Рухин, 1961, 1969) и коэффициент дисимметрии (Справочное..., 1958).

Из вторичных изменений формы наиболее важны окатанность, кор- родированность и регенерированность (см. гл. 7 и ч. II, гл. 13), а также изменение формы при перекристаллизации. Окатанность оценивают по трех- или пятибалльной шкале и нередко выражают в процентах. Зерна мельче 0,05 мм практически никогда не окатываются, так как перено­сятся чаще всего во взвешенном состоянии.

Породы с неконформной структурой двухфазны: помимо основного структурного костяка у них часто развивается цемент. Необходимо опи­сывать структуру цемента и его типа (см. ч. II, гл. 13). Помимо этих двух структурных частей породы часто имеется и третий — заполнитель, например в ракушняке — песчаный заполнитель и известковый цемент.

2.7.1.4. Масштаб структур. Помимо структур по абсолютному разме­ру различают структуры по относительному масштабу. М.С. Швецов

(1958) различал: 1) мезоструктуры или просто структуры, видимые в малом куске породы и под микроскопом при малых увеличениях; 2) .микроструктуры, видимые в шлифе лишь при больших увеличениях, и

3. макроструктуры, видимые в больших штуфах, целых пластах и даже в пачках слоев.

Поскольку каждый из этих уровней структур в свою очередь состоит из нескольких соподчиненных порядков, при необходимости можно различать и больше уровней. Например, в обломочном брекчиевом известняке помимо брекчиевой макроструктуры различают структуру заполнителя (древесно­песчаную), структуру обломков, которая оказывается также макрострукту­рой, но уже мелкощейенчато-дресвяной, внутри которой различаются на од­ном уровне оолитовая в одних обломках и раковинная — в других, не говоря уже о структуре поровош пространства, занятого заполнителем и цементом. Углубляясь, мы различаем уже микроструктуру самих оолитов и раковин. У оолитов она также сложная: игольчатая, вторичная, развивающаяся при рас- кристаллизации первичной микрозернисгой, еще четко преобладающей. Па­раллельно меняется и текстура: из оолитовой, т.е. концентрически-слоистой она становится радиальной, и оолит постепенно переходит в сферолит. Тек­стура элементарного слойка обычно беспорядочная. В раковинах двустворок и других беспозвоночных нередко различают до трех-четырех и больше по­рядков структур (как и текстур), наиболее тонкой из которых является ульт- рамикроскопическая, не видимая в световом микроскопе, т.е. коллоидально­волокнистая (тонкофибровая), или крисгаллитовая. Обычно две микрострук­туры различаются в халцедоновых кремнях, яшмах: микрогранобластовые и коллоидальные волокнистые.