ИСХОДНЫЕ ДАННЫЕ О ПРОЦЕССАХ И СТАДИЯХ ОСАДКО- И ПОРОДООБРАЗОВАНИЯ

ОСОБЕННОСТИ СОСТАВА, СТРОЕНИЯ И ПРОИСХОЖДЕНИЯ ОСАДОЧНЫХ ПОРОД

Осадочными горными породами называются геологические тела минерального или органического состава, возникшие на земной поверхности либо вблизи нее под воздействием химических, физических и (или) биологических процессов и существующие при термодинамических условиях, свойственных для верхней части земной коры (т.е. до температур не выше 350 °С и давлений не более 250 МПа). Они чрезвычайно разнообразны по составу и происхождению (генезису). К ним, например, относятся: механические смеси обломочных частиц минералов или минеральных агрегатов из подвергшихся разрушению более древних пород (пески, галечники и др.), скопления частиц, выброшенных вулканическими взрывами (туфы), продукты химического выветривания разных пород (некоторые глины, латериты, бокситы), химические осадки водных бассейнов (соли, некоторые карбонатные породы), биогенные образования (торф, угли, ракушняковые и коралловые известняки, писчий мел и др.) и сложные водорослево-бактериально-хемогенные накопления (фосфатные, карбонатные, кремневые, железистые, марганцовистые и др.).

Одно только простое перечисление этих разновидностей пород заняло бы несколько страниц. Но всех их объединяют общепородные признаки осадочного генезиса: форма залегания, своеобразие строения (структуры и текстуры) и компонентного состава. Прежде всего большинству рассматриваемых образований свойственна пластовая форма залегания (рис. 1.1).

Пласт представляет собой тело с относительно однородным вещественным составом, которое четко обособлено от выше- и ниже-

Толща переслаивающихся пластов и линз песчаников

Рис. 1.1. Толща переслаивающихся пластов и линз песчаников (белые), алевролитов и аргиллитов (серые), углей (черные) раннемелового возраста, залегающих почти горизонтально в обнажении обрывистого левого берега низовьев р. Лены (А), и фрагмент той же толщи с вертикальными падениями пластов в верховьях одного из правых притоков р. Лены у подножия Верхоянского хребта с современным валунно-галечным русловым аллювием горной речки (б) лежащих тел почти параллельными поверхностями раздела. Такое определение дал известный литолог Л.Б. Рухин (1969). Каждый пласт рано или поздно выклинивается по простиранию, но протяженность его превышает толщину в сотни или тысячи раз.

В тех же случаях, когда такие пропорции сократятся до 100 : 1 и меньше, пласт именуется линзовидным, или линзой. Пласты и линзы современных и большинства молодых осадочных пород залегают, как правило, горизонтально или полого-наклонно. Однако древние пласты приобретают вследствие тектонических перемещений крутые наклонные, вертикальные или даже запрокинутые залегания и нередко сминаются в складки. Породы при этом не утрачивают своего осадочного облика, запечатленного в структурах и текстурах.

Структурой называется свойство породы, обусловленное размерами и формой ее составных компонентов (минеральных или органических), а также характером их внутрипластовых сочленений. Это один из важнейших показателей способа породообразования.

Так, например, при механогенном способе формирования породы она слагается обломочными компонентами. Ими называют минеральные агрегаты, существовавшие до времени возникновения данной породы и привнесенные извне. Каждый из них имеет сугубо индивидуальную форму: либо угловатую (неокатанную), либо в различной мере округленную (окатанную) благодаря прежним воздействиям на обломок движущейся воды, льда или ветра. Там, где количество таких частиц в пласте превысит 50% его объема, структура породы именуется обломочной, или кластической (от греч. klastos — обломок). Ее разновидность для тех случаев, когда поставщиком вещества был вулканизм, именуется вулканогенно-обломочной, или вулкане-кластической. Она отличается своеобразием формы минеральных компонентов (остроугольно-оскольчатой либо каплевидной).

Принципиально иные категории структур свойственны химическим способам породообразования. В данном случае минеральные компоненты именуются хемогенными, а также аутигенными («на месте рожденными»). Им соответствуют структуры: аморфные и кри- сталлически-зернистые. Последние в отличие от кластических структур характеризуются взаимозависимостью форм у контактирующих минеральных частиц. Такие частицы внутри породы выглядят как будто «припаянными» друг к другу, имея обычно неровные контуры границ сочленения. Это — следствие одновременности их возникновения (путем кристаллизации из ионного раствора либо вследствие твердофазной перекристаллизации аморфного вещества), когда каждый из минеральных компонентов препятствовал развитию совершенной кристаллической формы у своих соседей и сам подвергался такому же их влиянию. Значительно реже встречается совершенная (идиоморфная) форма породообразующих кристаллов.

Еще одна категория своеобразных структур возникает там, где главной причиной породообразования была жизнь и (или) гибель животных, растений и бактерий. Ее продукты, или биогенные компоненты, опознаются по признакам их строения (морфологии), описанным биологией и палеонтологией. Соответствующие структуры именуются биоморфными (различными ракушечными, коралловыми, водорослевыми и др.).

В целом же структурные признаки, в которых как бы закодирован генезис, используются теперь в качестве одного из основополагающих принципов типизации осадочных пород — в одинаковом ранге с их вещественными составами (см. гл. 5).

Текстура породы существенно детализирует эту генетическую информацию, дополняя более общие структурные показатели. Она определяется как характер взаимных ориентировок породных компонентов внутри пласта вместе с формами поверхности его подошвы и кровли. При хаотическом внутреннем рассредоточении компонентов текстура породы именуется беспорядочной, а при явной дифференцированности их по размерам или составу, или при однообразной ориентированности удлиненных частиц — слоистой. Внутри- пластовая слоистость присуща большинству осадочных пород. Формы ее многообразны (рис. 1.2, 1.3): горизонтальная, волнистая, косоволнистая, косая однонаправленная и разнонаправленная, перекрестная и др. Они зависят в первую очередь от динамики среды осадконакопления — влияний сил гравитации, течений, волнений, движений льда или ветра. Важное генетическое значение имеют также искажения слоистости разных видов. Один из них — это перемешивания породных компонентов роющими животными — червями, моллюсками, раками, относимые к так называемым текстурам биотурбации. Существуют также петлеобразные изгибы слоев внутри единого и неискривленного пласта, относящиеся к подводно-оползневым текстурам (рис. 1.4). Они свидетельствуют о неровностях рельефа дна водоема, где начинала формироваться порода.

Следы подводного оползания и биотурбации относятся к категории так называемых вторичных, или постседиментационных (по- слеосадочных), текстур. К их разновидности принадлежат часто

Тонкая горизонтальная ленточная слоистость озерных отложений нижнемелового возраста в обнажении на берегу р

Рис. 1.2. Тонкая горизонтальная ленточная слоистость озерных отложений нижнемелового возраста в обнажении на берегу р. Лены (А) и схема образования косой однонаправленной слоистости и ряби течения в русловом аллювии (б) (фото Г.Ф. Крашенинникова)

Стрелками показано направление движения водного потока

встречаемые в карбонатных породах стилолитовые швы (рис. 1.5) (см. гл. 8), сформированные под покровом вышележащей толщи пород, вследствие ее давления и избирательного растворения минеральных частиц. К этому же разряду относятся текстуры кливажа и сланцеватости, которые способны сильно исказить, а местами даже полностью замаскировать первичную (седиментогенную) слоистость осадочной породы.

Большой интерес для исследователя представляют также текстурные формы рельефа поверхностей напластования. Так, например, в кровле пласта могут сохраниться: бугристые поверхности текстуры ряби (см. рис. 1.4, В) — волнения, течения или ветровой транспортировки минеральных, или органогенных обломочных частиц, или различные отпечатки — трещинок усыхания грунта, следов лап жи-

Разновидности слоистых текстур в толще песчаников

Рис. 1.3. Разновидности слоистых текстур в толще песчаников (светло-серые), алевролитов (темно-серые) и углистых аргиллитов (черные) аллювиально-дельтового генезиса раннемелового возраста, наблюдаемые в обнажениях по берегам р. Лены, вблизи объектов, представленных на рис. 1.1

А — сочетание крупных горизонтальной и косой слоистостей (наклоны серии косых слойков ориентированы в сторону течения палеопотока); б — мелкая косая однонаправленная и мелкая горизонтальная слоистости; В — косоволнистая прерывистая слоистость, прорисованная черными нитевидными контурами скоплений остатков обугленной растительности (аттрита) на поперечном сколе пласта тонкозернистого песчаника

Подводно-оползневые деформации слоев (Л, Б) и отпечатки ряби течения (В) в раннемеловых песчаниках низовьев р. Лены

Рис. 1.4. Подводно-оползневые деформации слоев (Л, Б) и отпечатки ряби течения (В) в раннемеловых песчаниках низовьев р. Лены

Зарисовка столбика (диаметр 5 см) керна (из буровой скважины) мик- розернистого известняка со стилолитовым швом, заполненным глинистым веществом (по Г.Ф. Крашенинникову и др., 1988)

Рис. 1.5. Зарисовка столбика (диаметр 5 см) керна (из буровой скважины) мик- розернистого известняка со стилолитовым швом, заполненным глинистым веществом (по Г.Ф. Крашенинникову и др., 1988)

вотных и др. На пластовых подошвах бывают так называемые иероглифы. Это состоящие из песчаного заполнителя слепки борозд и ямочек на илистом дне водоема, которые были там процарапаны животными или камешками, влекомыми сильным потоком.

Полный перечень видов текстур не уместится в рамки данного раздела. Но даже из вышеизложенного становится очевидной их информативность относительно событий прошлых геологических эпох. Поэтому текстурам осадочных пород и механизмам их образования посвящены специально изданные атласы, а также книги литологов: отечественных — В.П. Алексеева (2001), Л.Н. Ботвинкиной (1962), Н.Б. Вассоевича (1983), А. В. Ежовой (2005), Н.В. Логвиненко (1984), Ю.П. Казанского и др. (1994), А.В. Маслова (2005), Л.Б. Рухина (1969), В.Т. Фролова (1992) и зарубежных — Р. Градзинского и др. (1980), Ф. Дж. Петтиджона (1981), Г.Э. Рейнека и И.Б. Сингха (1981), Р.К. Сели (1981) и многих других. Читая работы иностранных авторов, надо помнить об одной исторически сложившейся неодинаковой трактовке данного термина у нас и в англоязычной литературе. Там термином texture именуют то, что мы понимаем как «структура», а понятие structure полностью совпадает с нашим пониманием сущности «текстуры». Поэтому переводчики автоматически меняют местами англоязычные термины и русскоязычные понятия согласно отмеченным смысловым нагрузкам.

Вещественные составы осадочных горных пород, обусловленные их формированием в экзогенной среде, характеризуются определенным своеобразием и многообразием (о чем было сказано в самом начале раздела). Главные их особенности становятся особо наглядными при сопоставлении химизма и минеральных ассоциаций по статистически усредненным данным о составах осадочных и магматических образований. Одним из первых такой сравнительный анализ выполнил М.С. Швецов (1958) (табл. 1.1, 1.2). Получились любопытные результаты. Оказалось, что усредненный химизм по валовым показателям магматических пород близок таковому для осадочных пород. Их различия заметны только в частностях (см. табл. 1.1). Близость их химических составов объясняется тем, что у обеих сопоставляемых породных групп исходные источники вещества и конечные продукты периодически менялись местами в процессе формирования и эволюционирования земной коры. Другими словами, физическое и химическое выветривание поднятых к земной поверхности магматических тел всегда питало и питает веществами осадки, а те, будучи в дальнейшем погружаемы тектоническими силами в глубины недр с температурами свыше 800 °С, вновь подвергались переплавлению. И подобные этому циклы вещественных преобразований совершались в геологической истории неоднократно. Однако своеобразие экзогенных факторов породо- образования наложило свой отпечаток на отличительные признаки химизма осадочных отложений. Наиболее заметны три таких признака.

Во-первых, при близких количествах железа в составе обеих породных групп осадочным породам свойственно преобладание окисных форм этого металла над закисными (в магматических породах — противоположные соотношения). Объясняется это воздействиями атмосферного и растворенного в водах кислорода на выветриваемый субстрат и формирующийся осадок.

Во-вторых, существенное различие касается щелочных элементов и состоит в том, что при очень близких цифровых значениях К20 содержание Na20 в магматических породах почти втрое превысило его количество в породах осадочных. Это свойство обусловлено тем, что высвобождаемый при выветривании и легко растворимый NaCl накопился в водах Мирового океана. Вместе с тем почти так же геохимически подвижный К+ на путях его переноса речными и подземными водами был отчасти активно поглощен наземной флорой, а отчасти он вошел в составы синтезируемых осадочными процессами глинистых минералов (гидрослюд, глауконита и др.), благодаря чему этот элемент большей своей массой был возвращен из водных растворов в различные биогенные и глинистые осадки.

Сравнение химических усредненных составов магматических и осадочных пород (по М.С. Швецову, 1958)

Магматические породы, %

Осадочные породы, %

Компоненты

a

6

в

г

Si02

61,69

59,14

58,53

62,20

А1203

15,47

15,34

13,07

14,38

Fe203

2,71

3,08

3,37

3,73

FeO

3,54

3,80

2,00

2,24

MgO

3,87

3,49

2,51

2,85

CaO

4,98

5,08

5,44

6,33

Na20

3,48

3,84

1,10

1,22

K20

3,14

3,13

2,81

3,05

Ti02

0,82

1,05

0,57

0,62

P205

0,30

0,299

0,15

0,15

Zr02

-

0,039

-

-

Cl

-

0,048

Следы

-

F

-

0,030

-

-

S

-

0,052

0,54

0,58

Cr203

-

0,055

-

-

V203

-

0,026

-

-

MnO

-

0,124

Следы

-

NiO

-

0,025

-

-

BaO

-

0,055

0,05

-

SrO

-

0,022

-

-

Li20

-

0,008

Следы

-

Cu

-

0,010

-

-

Zn

-

0,004

-

-

Pb

-

0,002

-

-

H20

-

1,150

4,28

3,47

n

о

M

-

0,101

4,94

5,78

c

-

-

0,65

0,72

100,0

-

100,0

100,0

107,34 (7)

Примечание, а — по анализам Геологического комитета США (из Твенхо- фела); б — по Кларку; в — по Кларку; г — по Лейсу и Милу.

Сравнение усредненных вещественных составов магматических и осадочных пород (по М.С. Швецову, 1958)

Компоненты

Средняя магматическая порода, %

Средняя осадочная порода, %

1. Оливин

2,65

-

Биотит

3,86

-

Роговая обманка

1,60

-

Авгит

12,90

-

Анортит

9,80

-

2. Магнетит

3,15

0,07

Титанит и ильменит

1,45

0,02

Альбит

25,60

4,55

Ортоклаз

14,85

11,02

3. Кварц

20,40

34,80

Мусковит, серицит и гидрослюды

3,85

15,11

4. Другие глинистые минералы

-

14,51

Железистые осадочные минералы

-

4,00

Доломит, частью сидерит

-

9,07

Кальцит

-

4,25

Гипс и ангидрит

-

0,97

Фосфатные минералы

-

0,35

Органическое вещество

-

0,73

100,11

99,45

В-третьих, содержание Н20, С02 и С в магматических породах очень и очень мало, а в осадочных их присутствие весьма существенно. Это обусловлено характером среды проявления осадочных процессов, которая изобилует водой, углекислотой и биосом. Роль последнего в осадочном породообразовании колоссальна. Бактерии, животные и растения при своей жизни и после гибели прямо и косвенно влияют на геохимические обстановки и на механизмы разрушительных и созидательных процессов осадочного минералообра- зования (подробно см. гл. 3). В составе большинства осадочных пород помимо различных минералов и (или) минеральных агрегатов присутствуют органические вещества (ОВ). Это либо фрагменты растительных тканей, коры, смоляных телец, спор и пыльцы, в той или иной мере углефицированные, либо включения в минеральном веществе тонкодисперсных и аморфных продуктов биохимического разложения различных отмерших организмов — животных или растительных. Нередко О В являются породообразующими (в углях и горючих сланцах), но чаще всего они составляют примеси к минеральным компонентам, количественные содержания которых (примесей) колеблются от единичных значений до сотых долей процентов.

Итак, рассмотрим противопоставления минерально-компонентных составов осадочных и магматических пород. В таком аспекте различия между ними становятся гораздо заметнее, чем в области химизма (см. табл. 1.2). Породообразующие компоненты в данном перечне (см. левый столбец табл. 1.2) разделены М.С. Швецовым (1958) на четыре группы в соответствии с разной частотой их встречаемости среди сравниваемых пород. Первая группа — представители островных, цепочечных, отчасти каркасных и слоистых силикатов, которые присущи только магматическим образованиям преимущественно ультраосновного и основного состава (гиперба- зитам и базитам) и не свойственны осадочным породам либо встречаемы в них только в форме редких включений акцессорных обломочных частиц. Это оливины, пироксены, амфиболы, основные (существенно кальциевые) плагиоклазы, триоктаэдрические слюды и другие минералы, которые зародились в наиболее глубинных магматических очагах, а потому оказались крайне неустойчивыми к воздействию экзогенных факторов выветривания и легко поддающимися процессам коррозии (вплоть до полного растворения) или замещения их глинистыми и другими новообразованными минералами. Ко второй группе отнесены представители оксидов и щелочных каркасных силикатов, находимые в обеих породных категориях, но количественно преобладающие в магматических образованиях преимущественно кислого и среднего состава. Эти магмы кристаллизовались на относительно меньших глубинах, чем гипер- базиты, и из менее горячих расплавов, а потому их минералы в приповерхностных условиях оказывались химически устойчивее минералов первой группы, вследствие чего могли попадать в категории породообразующих осадочных компонентов (например, в составах некоторых смешанных или так называемых полимиктовых песков и песчаников). К третьей группе отнесены кварц и диоктаэдрические слюды (мусковитового ряда), названные М.С. Швецовым минералами «переходными» за то, что они, зародившись в магматических расплавах или метапородах, концентрируются в гораздо больших процентных количествах в отложениях осадочных в результате своей максимальной устойчивости к воздействиям деструктивных химических и биохимических факторов. Кроме того, кварц и слюды не только бывают заимствованы из магматических комплексов и пе- реотложены в осадках, но и в определенных условиях имеют способности возникать как аутогенные («на месте рожденные») образования, например в цементе некоторых песчаных пород. И наконец, к четвертой группе относятся лишь осадочные компоненты, совершенно не свойственные либо акцессорные для пород магматических: глинистые минералы, гидроксиды алюминия, железа и марганца, карбонаты, сульфаты, фосфаты, нитраты и ОВ.

Для осадочно-породных минеральных и органических компонентов характерны различная генетическая природа (т.е. гетерогенность) и многостадийность (полистадийность) времен формирования. В соответствии с местом и временем их возникновения эти компоненты разделяют на две главные генетические категории: 1) возникшие непосредственно in situ, или ранее упомянутые аутигенные образования; 2) возникшие разными способами прежде и не на месте осадкообразования, а привнесенные туда водными потоками, льдом, ветрами или силами гравитации из иных участков земной поверхности аллотигенные компоненты. И те и другие делятся на более дробные генетические и стадиально-возрастные таксоны (см. гл. 5). Заметим, что часть осадочных пород состоит целиком из аллоти- генных минеральных и органических компонентов (например, пески, дресвяники, галечники, фосфатные костяные брекчии и др.), другая часть, напротив, сложена полностью аутогенными компонентами (соли, угли), но большинство пород представляют собой смеси с некоторыми количественными преобладаниями представителя одной из вышеназванных категорий. В случаях количественного преобладания аллотигенного материала аутогенное вещество может скреплять (как бы склеивать или припаивать друг к другу) частицы этого материала, и такое аутогенное вещество рассматривается в качестве межзернового внутрипластового цемента. Он чаще всего присущ песчаникам и другими разновидностям пород с обломочными структурами. По своему составу цемент бывает как мономинеральным, так и полиминеральным, сформированным многоэтапно; а по своей внутренней структуре — аморфным, криптозернистым (скрытокристаллическим) либо кристаллически-зер- нистым.

Во многих случаях внутрипластовая цементация аутогенным веществом бывает не сплошной, а фрагментарной, как бы пятнистой; минеральные агрегаты скапливаются в форме разобщенных стяжений, именуемых конкрециями.

Кальцитовые конкреции в песчаных породах раннемелового возраста

Рис. 1.6. Кальцитовые конкреции в песчаных породах раннемелового возраста

Приверхоянского прогиба:

А — округлые темно-серые включения в коренном залегании на светлом фоне левого обрывистого берега р. Лены; Б — в развалах у подножия обрыва; на коррекционной глыбе стоит профессор МГУ С.Ф. Крашенинников в 1972 г. (окрестности пос. Жиганск, Якутия)

Конкреции — это минеральные хемогенные или биохемогенные стяжения (рис. 1.6), отличные от вместившей их породы по вещественному составу, форме и физико-механическим свойствам (обычно обладают повышенной крепостью и монолитностью). Информация о них подробно изложена в работах Ю.О. Гаврилова (1982), П. В. За- рицкого (1985), В.Т. Фролова (1992) и др. Они формируются при участии донных либо иловых и других внутрипластовых водных растворов, путем концентрации рассеянных во вмещающей среде или привнесенных в нее химических элементов. Конкреции рождаются из истинных или коллоидных растворов в результате диффузии либо инфильтрации конкрециеобразователя к зародышевым центрам и выпадения из раствора аморфных веществ или их кристаллизации. Такими центрами бывают фрагменты останков животных, растительной ткани, бактериальные сообщества, пути миграции газовых струй, рассредоточенные включения некоторых аутогенных минералов («затравки» для дальнейшей кристаллизации). Размеры конкреционных тел колеблются от долей миллиметров до нескольких метров; уникальные превышают 10 м. Конкрециеобразователями бывают до 300 минеральных видов: карбонаты Са, Mg, Fe, Мп; око сиды Si, Fe, Al, Mn; сульфаты Ca, Ba, Sr; сульфиды Fe, Си, Pb, Zn и др.; фосфаты Са; бораты Са, Na, Mg, а также флюорит, цеолиты и другие минералы. Многие из них при достаточной частоте нахождения внутри или на поверхности пласта являются ценными полезными ископаемыми: сидериты, железо-марганцевые конкреции океанского дна, полиметаллические агрегаты, золотоносные сульфиды, кремни, фосфориты, бариты, цеолиты и др. Они при генетическом анализе в литологии учитываются как свидетели pH и Eh среды осадконакопления и ее изменений на определенных стадиях литогенеза.

Подводя итог, можно констатировать, что главная информация об условиях и стадиях формирования осадочной горной породы содержится в ее структурных, текстурных и вещественных особенностях и во включениях; косвенно важные генетические признаки содержат в себе также цветовые и физико-механические свойства породы. Согласно всем этим параметрам построена общепринятая последовательность полевого и лабораторного описания осадочных пород, которая подробно изложена и проиллюстрирована на множестве конкретных примеров в учебных пособиях Н.В. Логвиненко и Э.И. Сергеевой, А.В. Маслова (2005), В.Т. Фролова и специальных справочниках (Методы..., 1957; идр.). Поэтому далее дается только краткий конспект типовой описательной схемы.

Схема литологического описания — визуального и микроскопического (взаимодополняемых) — реализуется в такой последовательности: 1) цвет образца породы на выветрелой поверхности и на свежем сколе; 2) структура; 3) текстура; 4) минеральные составы породообразующих и второстепенных компонент — аллотигенных и аутогенных; их типоморфные признаки и количественные соотношения; 5) крепость, приблизительно оцениваемая такими категориями: рыхлая — пластичная масса — слабо сцементированная (легко крошится пальцами) — крепкая (дробится молотком) — очень крепкая (трудно податлива молотку); 6) пористость и ее признаки; 7) включения 3 видов: а — фаунистических или флористических остатков, б — возможных обломков чужеродных пород, в — конкреций; при описании последних обязательно отмечаются их взаимоотношения со слоистостью (обтекание либо пронизывание конкреций слоями), а для скелетных остатков тоже описываются их ориентировки относительно простирания слоев (чтобы уточнить аутигенность или переотложенность фауны); 8) вторичные изменения структуры, текстуры породы или ее отдельных компонентов, например меняющая их размеры и форму коррозия либо перекристаллизация; а также всевозможные прожилки, трещины, стилолиты, текстуры кливажа, сланцеватости и другие новообразования.

Вполне естественно, что каждое из этих породных свойств мы способны охарактеризовать с неодинаковой степенью детальности зрительно и микроскопически. Цвет и крепость отмечаются только визуально. При необходимости оценка крепости конкретизируется лабораторным определением при помощи специальной аппаратуры числовых значений прочностей на сжатие и разрыв (в инженерной геологии). Напротив, пористость и вещественные составы визуальным способом устанавливаются очень приближенно, с учетом криптозернистости структур («скрытокристаллические») большинства осадочных пород, и нуждаются в уточнении путем изучения шлифа в поляризационном микроскопе, а для глинистых и других микрокомпонентных пород обязательна рентген-дифракгометриче- ская аналитика; при возможности желательны также электронномикроскопические наблюдения, которые теперь, по мере развития технического прогресса, применяют все чаще и чаще.

Все прочие признаки определяются взаимодополняющими макро- и микрометодами. Так, например, текстура описывается в основном зрительно, но причина слоистости (это либо последовательно меняющаяся размерность, различные составы слоеобразующих частиц, либо их удлиненность и одинаковая ориентированность) и детали ее строения раскрывает нам микроскоп. То же еще в большей мере относится к характеристикам структуры, которая без использования микроскопа в некоторых случаях трактуется неправильно либо мало обоснованно. Например, очень большая группа пород обладает так называемыми пелитоморфными макроструктурами — когда их компоненты не различимы невооруженным глазом. Свежий излом куска такой породы обладает характерной «землистой» поверхностью. Это мергели, писчий мел, диатомиты, трепелы, опоки, некоторые аргиллиты и отчасти фосфориты. Макроструктуры у них единообразны, а микронаблюдения раскрывают нам один из пяти возможных вариантов их истинной структуры: 1) био- морфная, т.е. образуемая остатками микроорганизмов размерностью в 1 мкм и мельче (мел, диатомит); 2) микродетритовая, т.е. состоящая из раздробленных и измельченных в порошок частичек карбонатных кристаллов из скелетов морских животных (некоторые мергели); 3) пелитовая (от греч. pelos — глина), образованная скоплениями листоватых либо игольчатых кристаллов глинистых минералов (аргиллиты); 4) аморфная, обусловленная коагуляцией геля из коллоидного раствора (многие трепелы, опоки, некоторые фосфориты); 5) смешанная, объединившая элементы нескольких из вышеназванных структур (многие фосфориты и опоки). Соответственно сделанному наблюдению генетическая интерпретация нашего объекта в каждом из перечисленных случаев будет разной.

Подробно приемы генетического анализа описаны в III части учебника. Но в любом случае литолог предваряет свой анализ детальными макро- и микроописаниями пород по всему изучаемому им разрезу. Наименование изученной породы целесообразно делать подробным — из 5—10 и более слов, отвечающих выявленным породным признакам. Например: «песчаник светло-серый, на выветрелой поверхности буроватый, мелко-среднезернистый, среднесортированный, неяснослоистый, существенно кварцевый, с опало-халцедоновым цементом выполнения пор, крепкий, не пористый, с редкими включениями обугленной древесины и аутогенных кристаллов пирита; со вторично корродированными обломочными зернами и частичным окислением пирита и ОВ на поверхностях выветривания (причины буроватости)».

В каждом наименовании содержится элемент генетической информации. Составив картотеку для многих десятков или сотен описанных нами образцов и шлифов, можно, во-первых, из всего этого многообразия сгруппировать согласно одинаковости и похожести признаков определенное количество так называемых литотипов.

Каждому из них дается подробное описание, а для разновидностей отмечаются частные отличия. Во-вторых, можно составить графическую легенду литотипов, в-третьих, использовать ее для обозначения сменяемости выявленных нами литотипов в геологическом разрезе или на площади распространения какой-либо стратифицированной пачки. А это важный шаг к выполнению литолого-фациального анализа и дальнейшим палеогеографическим построениям. Приступая к ним, геолог обязан располагать необходимыми основами знаний о процессах, закономерностях и стадиях осадочного породообразо- вания, к которым обратимся далее, после краткого рассмотрения истории развития литологической науки.

 
Посмотреть оригинал
< Пред   СОДЕРЖАНИЕ   ОРИГИНАЛ     След >