2.1. Структура осадочных пород. Классификация сторон структур осадочных горных пород

Структура— это та сторона строения, которая выражает зернистость породы и определяется ею, т.е. это размер, форма и взаимоотношение зерен, а текстура — та сторона строения, которая выражается расположением зерен и определяется им, т.е. это слоистое или неслоистое расположение зерен (текстура в узком смысле слова) и степень сближенности, или сгруженности, зерен (укладка, или упаковка, зерен). В последнее время укладку зерен начинают рассматривать как самостоятельную, третью сторону строения, так как нередки породы с одной текстурой (например, слоистой или неслоистой), но разные по укладке: плотной или рыхлой, с удаленными друг от друга зернами.

Структуры классифицируются по всем трем их сторонам, или аспектам: по взаимоотношению зерен, их размеру и форме. Взаимоотношение зерен показывает способ образования породы и, в частности, решает вопрос, возникли ли минералы на месте залегания породы или были сюда принесены. По типу взаимоотношения все осадочные породы подразделяются на две группы: I — конформнозернистые, или конформные, и II — неконформнозернистые, или неконформные (рис. 1.).

.

Рис. 1. Структуры осадочных пород по взаимоотношению зерен:

1-3 — конформнозернистые и 4-6 — неконформнозернистые структуры: 1a — гипидиоморфная (или гипидиоморфно-зернистая), 16 — гипидиобластовая (или гипидиогранобластовая) с элементами биоморфной, 2а, 26, 2в — грано-, лепидо- и фибро(или немато)бластовые; 3 — механоконформная (или механоконформнозер-нистая); 4 — обломочная, или кластитовая (кластовая); 5 — биоморфная раковинная; 6 — сфероагрегатная, например оолитовая

Различают три или четыре типа конформных структур (табл. 3):

1. Гипидиоморфнозернистая, или гипидиоморфная (рис. 1, 1а), в которой зернами являются кристаллы, последовательность выделения которых выражается их степенью идиоморфизма: ранние, т.е. первые, более идиоморфны, поздние приспосабливаются к промежуткам; образуется при кристаллизации из раствора, т.е. первично, подобно тому как это происходит при кристаллизации из расплавов (граниты, габбро и др.).

2. Гипидиогранобластовая, или гипидиобластовая (Штейнберг, 1957) внешне похожа на гипидиоморфную, но существенно отличается происхождением: она не первична, а вторична, возникает при метасоматозе или перераспределении вещества в твердой породе, например при доломитизации известняков (рис. 1., 1б). Доломит, обладая большей кристаллизационной силой по сравнению с кальцитом, способен образовать свою ромбоэдрическую форму даже в твердой, известковой породе, как бы раздвинуть или уничтожить кристаллы кальцита. Такую структуру ошибочно принимают за первичную и делают неправильный вывод о первичности доломита. Признаки его вторичности надо искать на бесспорно первичных компонентах: оолитах, обломках раковин и т.д. Если доломитовые ромбоэдры "съедают" часть их объема, то ясно, что они вторичны, возникли в твердой породе. Гипидиобластовая структура является промежуточной между гипидиоморфной и гранобластовой.

3. Гранобластовая, а в случае листоватой или волокнистой формы кристаллов лепидобластовая и фибробшетовая (нематобластовая) — кристаллы неидиоморфны, а аллотриоморфны или вообще весьма неправильны. Они образуются при бластезе — росте кристаллов в твердой породе, при раскристаллизации аморфного вещества или перекристаллизации кремневых, карбонатных, глинистых и других пород. Структура, таким образом, вторична. Она также свойственна всем метаморфическим породам: гнейсам, сланцам, амфиболитам и т.д.

4. Механоконформнозернистая, или механоконформная, возникает при механическом приспособлении зерен друг к другу под давлением вышележащих слоев или при стрессе (боковом, например складкообразовательном, давлении): более пластичные и менее крепкие зерна (слюды, обломки глин, сланцев, алевролите, известняков, эффузивов и т.д.) приспосабливаются к прочным (кварц, часто плагиоклазы, обломки кварцитов, кремней и др.), обжимаются вокруг них, прилегая плотно, без промежутков; прочные зерна часто внедряются в пластичные. Часто эти структуры конформны не полностью, так как степень механического приспособления бывает разной, варьирующей от 0 до 100%. Мера конформности — отношение длины конформных контактов к неконформным или ко всему периметру зерна. Развивается структура по обломочной, раковинной и сфероагрегатной, реликты которых четко просматриваются особенно в неполноконформнозернистых механических структурах. Эта структура распространена в граувакках, туфах, карбонатных обломочных и других породах.

Конформнозернистые структуры свидетельствуют о механической равновесности породы, когда исчезло поровое пространство и зерна плотно прилегают друг к другу. Генетически они весьма различны и по отношению к породе бывают как первичными (гипидиоморфная), так и вторичными (бластовые и механоконформные).

Неконформнозернистые структуры (рис.1, 4-6; табл.3) характеризуются несоответствием контуров у соседних зерен, и последние не заполняют полностью пространство, часть его остается пустым (это пористость породы) или позже заполняется цементом. Каждое зерно индивидуально, идиоморфно, зерна не приспособлены друг к другу, порода в целом механически неравновесна, и в ней возможно сближение зерен при уплотнении или перекристаллизации, при которых развиваются уже конформнозернистые структуры, стирающие первичные.

Таблица 3.

Структуры осадочных пород по взаимоотношению зерен

В зависимости от формы и, следовательно, от способа образования зерен различают три основных типа неконформных структур.

1. Цельноскелетные биоморфные структуры — раковинные, или ракушняковые (структурными элементами — зернами — являются раковины) , и биогермные — коралловые, строматолитовые — и др., когда захороняются прижизненно скелеты обычно прикрепляющихся организмов.

2. Шароагрегатные, или сфероагрегатные, и примыкающие к ним многочисленные структуры в основном химического и биологического, реже механического (глиняные катуны и др.) происхождения, когда структурными элементами служат обычно сферические тела — агрегаты мелких кристалликов или аморфные образования, сохраняющие свою первичную форму: оолитовая, сферолитовая, пизолитовая, онколитовая, бобовая, копролитовая, комковатая, сгустковая, конкреционная, желваковая, окатышевая, псевдоолитовая и т.д. Они широко распространены в карбонатных, фосфатных, алюминиевых, железных, марганцевых и других породах.

3. Обломочные, или кластические, структуры (иначе — детритовые) — осадки и породы сложены обломками кристаллов, стекла, пород, органических остатков, т.е. имеют соответственно кристалло-, витро-, лито- и биокластическую структуру. Последняя нередко называется органогенно-обломочной или органогенно-детритовой. То, что зерна — обломки, видно по их контурам, которые представляют поверхности дробления с одной или разных сторон, первично целостного кристалла, оолита, раковины или вулканического стекла. Обломочные структуры свойственны всем обломочным породам, большинству глинистых и фосфоритовых, многим карбонатным, бокситовым, эффузивным и другим породам. Это самые распространенные осадочные структуры: ими обладают 60-70% осадочных пород или больше.

Размер зерен — вторая, а для обломочных пород — первостепенная сторона структуры. Хотя еще существует некоторый разнобой в понимании границ гранулометрических (греч. гранула — зерно) типов и классов, особенно в разных странах, все же большинство из них понимается 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. Требование естественности границ особенно важно для обломочных пород, слагающихся из зерен, переносившихся и откладывавшихся индивидуально, когда проявлялись качественные скачки между разными популяциями зерен. К гранулометрии кластолитов приспосабливаются размерностные структуры и других пород, что упрощает и унифицирует структурный анализ осадочных пород в целом (табл 4.).

Таблица 4

Общая гранулометрическая классификация структур осадочных пород

Таблица 4

Общая гранулометрическая классификация структур осадочных пород

Таблица 4

Общая гранулометрическая классификация структур осадочных пород

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: пелитоморфные, т.е. глиноподобные, землистые (например, мергели, опоки, диатомиты), и афанитовые — стекловатые по виду (обсидианы, 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 кристаллокластическими, 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 равно- 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.

ГЛАВА 3. ПРОИСХОЖДЕНИЕ ОСАДОЧНЫХ ГОРНЫХ ПОРОД

В становлении осадочной породы решающими являются термодинамические и химические условия зоны осадкообразования. Л.В. Пустовалов (1940), впервые введший понятие, определяет его так: "Поверхностную зону Земли, в которой совершаются процессы, имеющие то или иное непосредственное отношение к образованию осадочных пород, мы называем зоной осадкообразования или осадконакопления". С первого взгляда определение тавтологическое: оно повторяет почти буквально то, что надо определить. Но в действительности оно строго логичное и содержательное, а то, что оно воспринимается как весьма общее и неконкретное, зависит от сложности и разнородности этой оболочки Земли.

В самом деле, процессы образования осадочных пород, сначала в виде их зародышевой формы — осадка, охватывают буквально всю поверхность земли, каждый квадратный сантиметр ее, будь то суша или морское дно. Но, кроме того, они развертываются во всей толще гидросферы ив атмосфере, а также в верхней части литосферы. Осадкообразование на поверхности литосферы начинается на самых высоких вершинах гор, где морозное выветривание и ледниковая экзарация производят огромное количество грубых и тонких частиц, перемещающихся далее силой тяжести по склонам, снежными лавинами, селевыми потоками и реками, а также подземными водами, по пути образующими временные или постоянные накопления. Но процессы осадкообразования продолжаются и в них, и на плоских водоразделах во влажном климате эстафета переходит от физического выветривания к химическому, а также биологическому, пустыни — арена активных процессов осадкообразования как в механической (дюны), так и в химической (соленакопительные водоемы) формах.

В болотах, озерах, лагунах накапливаются тончайшие илистые и органические осадки, а также торфяники — угли, горючие сланцы, сапропели, железные руды, известняки, , на пляже — высокодинамичные крупнозернистые осадки — песчаные и галечно-валунные отложения, россыпи тяжелых минералов. Исключительно разнообразны процессы осадконакопления в морях и океанах, как бы повторяющие континентальные (выветривание, коллювиальные, флювиальные, волновые и тиховодные), а также биогенные (рифы, банки ракушниковые, планктоногенные накопления) и вулканические. И все они совершаются в разнообразных по динамике среды, ее химизму и населенности жизнью обстановках, на разных глубинах и в разных тектонических и климатических режимах. И после того как осадок отложился, в нем не прекращаются процессы осадкообразования, точнее породообразования, — растворение, окисление, восстановление, гидратация, выпадение новых минералов, называемых диагенетическими, а также вывод из осадка снова в морскую воду большого числа элементов и соединений: СО2, NH4, СН4 и других газов, катионов и анионов металлов и металлоидов. Эти процессы в илу и в твердых породах на суше активно протекают до уровня (зеркала) стоячих грунтовых вод, который в горах располагается иногда на глубине 1-1,5 км — такова зона активного просачивания дождевых и талых вод, а с ними перемещаются сверху вниз и в горизонтальном направлении под уклон зеркала грунтовых вод СО₂ , О_2, органические и сильные кислоты и другие агенты выветривания и его продукты.

3.1. Виды зон осадконакопления

Принадлежность всей гидросферы к зоне осадконакопления не вызывает сомнения: в ней совершаются многочисленные и энергичные процессы, имеющие прямое отношение к осадкообразованию — синтез частиц будущих осадков (планктонные организмы и их скелет, кристаллики солей при перенасыщении, коллоиды и т.д.), энергичный транспорт терригенного, вулканогенного, биогенного и иного вещества и гравитационное его осаждение, а также трансформация в результате механического, физического, химического и биологического воздействия на частицы, осадки и породы. Гидросфера, следовательно, участвует в осадкообразовании и вещественно, и энергетически.

Атмосфера принадлежит зоне осадкообразования потому, что в ее нижней части (по крайней мере до высоты 25-30 км, на которой проходят струйные течения со скоростью в многие сотни километров в час, переносящие вулканическую, эоловую и другую пыль) осуществляется перенос твердых, жидких и газовых частиц (энергетический вклад), осуществляется химическое воздействие атмосферы (ее газов, воды).

Зона осадкообразования (рис. 2.), следовательно, геометрически охватывает нижнюю часть атмосферы (25-30 км), всю гидросферу и верхнюю часть литосферы (до уровня стоячих грунтовых вод). Если сравнить ее с биосферой, выделенной В.И. Вернадским (1965), то зона осадкообразования полностью с ней совпадает по границам и составу. Это не случайно, а показывает суть осадочного процесса: он в основном на Земле биологический — по движущим силам и материальному вкладу биосферы. Это делает осадконакопление, как и жизнь на Земле, в основном космическим явлением и процессом. Поэтому осадочный процесс нельзя понять в отрыве от биосферы.

Если более близко рассмотреть зону осадкообразования (30), то обнаруживается резкая контрастность и неоднородность агрегатного состояния вещества (рис. 2.): здесь в равной мере господствуют все три состояния — твердое, жидкое, газовое. Ни в одной зоне Земли нет такого контрастного их соотношения, и уже из этой гетерогенности, точнее гетеротропности, следует ожидать энергичных процессов взаимодействия между этими состояниями вещества. Аккумулирует солнечную энергию в наиболее концентрированном виде прежде всего живое вещество, а затем глинистые и другие осадочные минералы. Благодаря живому веществу, аккумулировавшему огромные запасы солнечной


29-04-2015, 01:04