Осадочные горные породы

Материал из Википедии — свободной энциклопедии
(перенаправлено с «Осадочная порода»)
Перейти к: навигация, поиск
Triassic Utah.JPG
2 типа осадочных горных пород: известняк (снизу), сланцы (сверху)

Осадочные горные породы (ОГП) — горные породы, существующие в термодинамических условиях, характерных для поверхностной части земной коры, и образующиеся в результате переотложения продуктов выветривания и разрушения различных горных пород, химического и механического выпадения осадка из воды, жизнедеятельности организмов или всех трёх процессов одновременно.

Определение не совсем точное и строгое. Так, например, в «осадочные горные породы» не входит большая группа горных пород, образованная действием на сульфидные горные породы (называемые «рудами») специфической формы выветривания — окисление, и слагающих так называемые зоны окисления. С другой стороны петрография осадочных пород занимается изучением железистых кварцитов (джеспилитов), образованных в процессе высоко температурного метаморфизма, или различных туфов, являющихся прерогативой специального раздела геологии Вулканологии. Наконец, петрография осадочных пород изучает так называемые «аллиты» (бокситы), являющиеся продуктами метасоматоза, протекающего при низких Р-Т- параметрах. Кроме того оно не соответствует понятию «определение», существующему в теории познания (гносеологии).

Более трёх четвертей площади материков покрыто ОГП, поэтому с ними наиболее часто приходится иметь дело при геологических работах. Кроме того, с ОГП генетически или пространственно связана подавляющая часть месторождений полезных ископаемых.

В ОГП хорошо сохранились остатки вымерших организмов, по которым можно проследить историю развития различных уголков Земли.

Исходным материалом при формировании ОГП являются минеральные вещества, образовавшиеся за счёт разрушения существовавших ранее минералов и горных пород магматического, метаморфического или осадочного происхождения и перенесённые в виде твёрдых частиц или растворенного вещества.

Изучением осадочных горных пород занимается [наука] Литология.123

По своему содержанию и методам исследования «Литология» очень близка к такому разделу об осадочных образованиях, как «Седиментология». Неточность определения «Литологии» приводит к путанице во взаимоотношениях её с «Седиментологией». Многие считают «Литологию» частью «Седиментологии». Так по Vatan (1955) «Область седиментологии значительно более обширна, чем область петрографии осадочных пород.»[1].

Другие исследователи, например,[2],[3] процессы седиментологии относят к стадиям литогенеза, то есть рассматривают «Седиментологию» как часть «Литологии».

Имеется также третье направление, например П. П. Тимофеев, О. В. Япаскурт и др.

«В их трактовке литогенез начинается диагенезом осадка и распространяется на все постдиагенетические преобразования породы. В данном понимании литогенез (или породообразование) следует за предшествующим ему седиментогенезом (или осадкообразованием). Тем самым противопоставляются две категории природных процессов, которые принципиально разнятся своей сущностью и спецификой исследования, и, вместе с эти, подчёркивается их временная соподчинённость» ([4], С.18).

Реальные взаимоотношения устанавливаются с позиции дилеммы прямая задача — обратная задача.

Прямая задача- определение особенностей формирования осадков, из которых образуются в дальнейшем осадочные горные породы, в различных физико- механических и физико- химических условиях. Большой вклад в решение этой проблемы внёс Н. М. Страхов (1900—1976)[2],[5].

Обратная задача- на основе анализа наблюдаемых свойств осадочных пород — восстановление условий их образования. Существенный вклад в решение этой проблемы внёс Л.В.Пустовалов[6], а также практически все геологи и, в частности, литологи, которые занимаются изучением осадочных пород.

Опираясь на это разделение типов задач, можно утверждать, что «Седиментология» — это форма решения прямой задачи, тогда как «Литология» — обратной задачи. Несмотря на их близость, это — задачи, решения которых направлены в противоположные стороны. Учитывая вышесказанное, можно говорить, что конечной целью «Литологии» является определение палеогеографических условий формирования осадочных пород.[7]

Классификация осадочных горных пород[править | править вики-текст]

В формировании осадочных горных пород участвуют различные геологические факторы: разрушение и переотложение продуктов разрушения ранее существовавших пород, механическое и химическое выпадение осадка из воды, жизнедеятельность организмов. Случается, что в образовании той или иной породы принимает участие сразу несколько факторов. При этом некоторые породы могут формироваться различным путём. Так, известняки, могут быть химического, биогенного или обломочного происхождения. Это обстоятельство вызывает существенные трудности при систематизации осадочных пород. Единой схемы их классификации пока не существует.

Различные классификации осадочных пород были предложены Ж.Лаппараном (1923 г.), В. П. Батуриным (1932 г.), М. С. Швецовым (1934 г.) Л. В. Пустоваловым (1940 г.), В. И. Лучицким (1948 г.), Г. И. Теодоровичем (1948 г.), В. М. Страховым (1960 г.), и другими исследова­телями.

Однако для простоты изучения применяется сравнительно простая классификация, в основе которой лежит генезис (механизм и условия образования) осадочных пород. Согласно ей осадочные породы подразделяются на обломочные, хемогенные, органогенные и смешанные.

Генезис осадочных горных пород[править | править вики-текст]

«Осадочные горные породы» объединяют три принципиально различные группы поверхностных (экзогенных) образований, между которыми практически отсутствуют существенные общие свойства. Собственно из осадков образуются хемогенные (соли) и механогенные (обломочные, частично терригенные) осадочные породы. Образование осадков происходит на поверхности земли, в её приповерхностной части и в водных бассейнах. Но применительно к органогенным породам довольно часто термин «осадок» не применим. Так если осаждение скелетов планктонных организмов ещё можно отнести к осадкам, то куда отнести скелеты донных, а тем более колониальных, например, кораллов, организмов не ясно. Это говорит о том, что сам термин «Осадочные горные породы» является искусственным, надуманным, он является архаизмом. Вследствие этого В. Т. Фролов пытается заменить его термином «экзолит». Поэтому анализ условий образования этих пород должен происходить раздельно.

В классе механогенных пород первые два понятия являются равнозначными и характеризуют разные свойства этого класса: механогенный — отражает механизм образования и переноса, обломочный — состав (состоит практически из обломков (понятие строго не определено)). Понятие Терригенный отражает источник материала, хотя механогенными являются и значительные массы обломочного материала, образуемого в подводных условиях.

Механогенные осадочные породы[править | править вики-текст]

Эта группа пород включает две главные подгруппы: глины и обломочные породы. Глины — специфические породы, сложенные различными глинистыми минералами: каолинитом, гидрослюдами, монтмориллонитом и др. Глины, выделившиеся из взвеси, называются водноосадочными глинами в отличие от остаточных глин, присутствующих в сохранившихся корах выветривания.

Обломочная порода — главнейшая часть механогенных пород. Среди осадочных пород «обломочные породы» (далее ОП) представляют собой одни из самых распространённых классов горных пород. Объём этого понятия соответствует представлениям ранних периодов становления литологии. Изначально к ним относили породы, содержащие собственно обломки пород и минералов, с одной стороны, и продукты их механического (физического) преобразования — окатанные зерна пород и минералов — с другой. Но определение «обломка» отсутствует. Такая же ситуация и с антагонистом «брекчии» — галькой: что такое галька? Есть узкое определение понятия «галька», по которому галька ограничена в линейных размерах. Однако в литологии есть также объекты, близкие по смыслу гальке, но иных размеров: валуны, гравий и т. д. В широком смысле «галька» (или окатыш по Л. В. Пустовалову) — «это окатанные водой обломки горных пород». Имеется существенное генетическое различие между обломками и окатышами. «Обломочные породы» — породы, сложенные только обломками материнских пород (минералов). Окатыши не являются обломками в прямом смысле и потому не могут входить в группу «обломочных пород». Они составляют самостоятельную, весьма распространённую группу осадочных образований (конгломероиды), сложенную полностью или преимущественно окатышами различных размеров (галька, гравий, конгломераты, галечники, гравелиты и пр.)[8],[9].

Выделяют следующие особенности состояния породы:

I.Сложение породы - вид представления зерна в породе.
II. Строение породы.

Для определения породы использовано понятие о зерне З = Z\, (Z = Zerno): это -любой формы и размеров твёрдое моно- или многофазное образование, имеющее естественную фазовую границу, отделяющую его от других подобных, может быть и сходных по внутренним свойствам, образований. Тогда образец сложен некоторой породой П, если образец — твёрдое, созданное естественным путём, многофазное образование, сложенное зернами З различного состава. В образце, как элементарной части геологического пространства и сложенном множеством зёрен различного состава и размера, возникает новое качество — взаимоотношения зерен между собой.

В связи с этим в осадочных горных породах выделяются два уровня свойств:

  • Свойства единичного зерна — состав, размер, форма и особенности её изменения;
  • Свойства совокупности зёрен — размерность, структура и текстура.

Свойства единичного зерна[править | править вики-текст]

Сюда входят: состав, размер, форма и особенности её изменения Размер зёрен[10]====== В подавляющем большинстве случаев размер зерен (D\,) измеряется в трёх направлениях, согласно приписываемой им виртуальной системе координат. Ориентировка этой системы координат относительно внутренних свойств зёрен не определена. Наибольший размер (длина) обозначается через A\,, средний размер (ширина) — B\, и минимальный размер (толщина) — C\,. Конкретные величины значений этих измерений колеблются в широких пределах. Порядок изменения этих величин также неизвестн: если произвольно взять два соседний зерна Z_{i}\, и Z_{i+1}\, в упорядоченной по размерам совокупности зёрен, то величина {T} = {Z_{i}}/{Z_{i+1}}\, не определена.

Поскольку пределы изменения размерных параметров достаточно велики, то создаются специальные шкалы измерений, в которых указываются минимальные и максимальные пределы изменения размеров зёрен определённой группы, получившие специальные названия (пелиты, алевриты, псефиты (пески) и пр.). В практие это деление (выделение гранулометорических фракций) осуществляется с помощью «ситового» анализа. Метод сильно искажает реальные размеры и соотношения между ними в зёрнах[11],[12].

Форма зёрен[13][править | править вики-текст]

Наименее изученная часть свойств обломочных пород. Значение формы зерна (F\,) определяется её ролью в гидродинамике переноса зёрен водными потоками, влияя на дальность переноса. Из российских учёных впервые об этом, видимо, заговорил И. А. Преображенский ([14], С. 557). Позже этому фактору уделял внимание Ю. А. Билибин[15] на примере изучения морфологии золотин из россыпей различного типа. К. К. Гостинцев[16] приводит элементы геометрической классификации форм зерен, выделив обобщённые формы: сферы (шаровидные формы), эллипсоиды, параллелепипеды, диски, чешуйки, таблички и др. Классификация форм зёрен приведена в[17],[9].

В „Петрографии осадочных пород“ в качестве аналога формы не обосновано широко используется понятие „окатанность“, как степень округлённости углов в зёрнах. Анализ показал, что „окатанность“ к форме зёрен прямого отношения не имеет, но отражает степень изменения этой формы (физического метаморфизма пород).

Можно выделить основные стадии механогенного метаморфизма:

  1. „совершенно не окатанные, остроугольные зерна пород (щебень, хрящ, дресва, каменная крошка, зерна- осколки)“;
  2. зерно окатано так, что ещё можно установить её изначальную форму; эта стадия позволяет проводить дробную классификацию на основе уже существующих представлений об обломочных породах.
  3. „вполне окатанные зерна с одинаково сглаженной поверхностью обтекаемой формы“. Начальная форма уже не определима. Конечная форма описывается уравнениями второго порядка.
Состав зёрен[10][править | править вики-текст]

Установлена зависимость состава зёрен M\, от размера зёрен. Эта зависимость проявляется в том, что зёрна, размер которых \le{2}\, мм, существенно сложены минералами и их обломками. Зёрна, размер которых \ge{2}\, мм, сложены существенно породами. Это позволяет всё многообразие рыхлых обломочных пород разделить на минакласты (зёрна сложены преимущественно минералами (миналы)) и литокласты (- преимущественно породами).

В литокластах форма зёрен уже существенно зависит от состава зёрен. Здесь начинают сказываться внутренние свойств пород.

Исправил Дудочкин Виталий

Б.Свойства совокупности зёрен[править | править вики-текст]

— размерность, структура и текстура.

В определении понятия „горная порода“ выделены две части — вещественная и пространственная. К параметрам, связанным с пространственным расположением зерен, относятся: морфологические и линейные характеристики зерен; пространственное расположение центров тяжести зерен (не изучено); пространственные взаимоотношения зерен, обусловленные различиями в размерах и форм зерен. Формирование обломочных пород, как способ формирования некоторой совокупности, или множества, зёрен приводит к появлению новых и существенно важных свойств, таких, как структура и текстура.

Возможны установления определённых отношений между размерными параметрами. В минакластах зёрна не изометричны, их размерные параметры соответствуют неравенству {A}\ge{B}\ge{C}\,, а это означает возможное наличие функциональных зависимостей между ними. Кроме того выявлены зависимости вида \Pi = k_{\Pi}A + K_{\Pi}\,, где \Pi = {A}+{B}+{C}\, -периметр. В этих случаях параметр k_{\Pi}\, представляет собой обобщённый коэффициент уплощённости, то есть чем он меньше, тем более уплощённым в среднем является зерно. Так для зёрен алмаза k_{\Pi}\approx 1, для кварца k_{\Pi}\approx 0{,}6 - 0{,}8\,, для золотин k_{\Pi}\approx 0{,}5\,.

Свойства структур обломочных пород[править | править вики-текст]

На практике использование понятия «структура» в основном свелось к характеристике размерных параметров зёрен. В связи с этим понятие «структура» в петрографии не соответствует понятию «структура» в кристаллографии, структурной геологии и других науках о строении вещества. В последних «структура» больше соответствует понятию «текстура» в петрографии и отражает способ заполнения пространства.[18]. Если принять, что «структура» является пространственным понятиям, то следующие структуры нужно считать бессодержательными: вторичные или первичные структуры и текстуры; кристаллические, химические, замещения (разъедания, перекристаллизации и т. д.), деформационные структуры, ориентированные (3-280), остаточные структуры (3-282) и пр.[19] (в скобках — номер тома и номер структуры в списке). Поэтому эти «структуры» названы «ложными структурами».

Структура — это множество структурных элементов, характеризуемое размерами зерен и их количественными соотношениями.
При проведении конкретных классификаций обычно используются линейные l_{i}\, параметры зерна с последовательностью

{l_{1}^{*}}\ge{l_{2}^{*}}\ge ... \ge {l_{n-1}^{*}}\ge{l_{n}^{*}}\,\qquad {(P4)}

хотя количественные оценки распространённости осуществляются через площадные (процентные) параметры. Эта последовательность может иметь значительную длину и никогда не строится. Обычно же говорят только о пределах изменения параметров l_{i}\,, называя максимальные (maxl_{i}\,) и минимальные (minl_{i}\,) значения размеров зерен.

Одно из направлений представления P{4}\, — использование числовых рядов, которые строятся также как и указанная выше последовательность, но вместо (\le\,) ставиться знак суммы ({+}\,). Свертка всех последовательностей осуществляется объединением равных элементов и сложением их площадей. Тогда имеем последовательность:

{S_{1}{(l_{1})}}{+}{S_{2}{(l_{2})}}{+}{...}{+} {S_{i}{(l_{i})}}{+} {...}{+}{S_{n-1}{(l_{n-1})}}{+} {S_{n}{(l_{n})}}= {S}\, \qquad {(RSl)1}

Выражение {S_{i}{(l_{i})}}\, означает, что измерена площадь S_{i}\,, занимаемая всеми сечениями тех зерен i\,, размер которых равен l_{i}\,.

Эта особенность зёрен позволяет проводить числовой анализ полученных соотношений. Во-первых, параметр l_{i}\, можно рассматривать как значения координатной оси и таким образом строить некоторый график S = f(l)\, ([11],[12]). Во-вторых, последовательность (RSl)1\, можно ранжировать, например, по убыванию коэффициентов S_{i}(l_{i})\,, в результате получается ряд

{{S_{1}^{*}}{(l_{1})}}{+}{{S_{2}^{*}}{(l_{2})}}{+}{...}{+}{{S_{k-1}^{*}}{(l_{k-1})}}{+} {{S_{k}^{*}}{(l_{k})}}= {S}\, \qquad {(RSl)2}

Именно этот ряд и называется структурой данного сечения породы, он же является и определением понятия «структура». Параметр S_{j}(l_{j})\, есть элемент структуры, а параметр k=l_{max} - l_{min}\, — длина структуры. По построению n = k\,. Такое представление структуры позволяет проводить сравнение различных структур между собой.

Структура элементарна, если k= 0\,, то есть l_{max} = l_{min}\,. Структура совпадает со своим элементом, то есть S_{1}(l_{1}) = S\, или {S_{1}(l_{1})}/S = 100\,%. Тогда порода сложена зернами, размерные параметры которых равны друг другу. Эта структура называется равномерно-зернистой. Множество равномерно-зернистых структур образуют класс равномерно-зернистых структур, в котором каждая структура отличается параметром l\,. Если k \ge 2\,, то структура образована зернами, размер которых изменяется в некоторых пределах. Это — структуры неравномернозернистые, их множество- класс неравномерно- зернистых структур. В неравномерно-зернистой структуре k_{min} = 2\,. Тогда S= S_{1}(l_{1})+ S_{2}(l_{2})\, и {l_{1}}\ne {l_{2}}\,.

Класс неравномерно-зернистых структур является обобщением класса равномерно-зернистых структур. В классе неравномерно-зернистых структур выделяются подклассы:

  1. подкласс собственно неравномерно-зернистых структур;
  2. подкласс порфировых структур (или структур включения) класса неравномерно-зернистых структур.
  3. подкласс порфировидных структур класса неравномерно-зернистых структур. От предыдущего подкласса отличается тем, что основная масса неравномерно-зернистая и отличие размеров порфировых зерен от размеров зерен основной массы менее резкое.

В петрографии обломочных пород эти подклассы не выделяются, хотя их аналоги распространены широко, например, песчаники с (включениями) гравием, галькой и пр. с образованием структур включения. В этих случаях основная масса называется цементом (базальным).

Подкласс порфировых структур (структур включения) объединяет также структуры, существующие в породах с миндалинами, овоидами, стяжениями и другими формами включений.

Изложенные характеристики структур позволяют получить решение важной в петрографии горных пород задачи: сравнение структур горных пород.

  • А. Равномерно-зернистые структуры S_{1}(l_{1})\, и S_{2}(l_{2})\, равны, если S_{1}(l_{1})= S_{2}(l_{2})\, и l_{1}= l_{2}\,.

Теорема: сложение двух равных равномерно-зернистых структур S_{1}{l_{1}}\, и S_{2}{l_{1}}\, даёт равную им равномерно-зернистую структуру.

Теорема: сложение нескольких равных равномерно-зернистых структур S_{1}(l_{1}) + S_{2}(l_{1}) + {...} +S_{k}(l_{1})\, также даёт равномерно-зернистую структура, равную структуре составных частей.

Следствие 1. Если образец с равномерно-зернистой структурой разделить на некоторое количество частей, то каждая часть образца породы будет характеризоваться равной ей равномерно-зернистой структурой.

Следствие 2. Если в образце породы с равномерно-зернистой структурой изучена некоторая часть образца породы, то порода этой части образца характеризует и всю породу.

  • Б. Сравнение неравномерно — зернистых структур. Основой анализа является выделение структур, в которых элементы расположены по убыванию размерных параметров. В этом случае первый элемент определяет название структуры на основе сравнения со специальной классификацией (эталоном).

Совершенно ясно, что с одним и тем же основанием может быть большое количество структур. Выделяются крайние случаи:

а). В обоих рядах порядок элементов одинаковый.
б). Порядок элементов во втором ряду противоположен таковому первого ряда.

Степень близости обоих рядов определяется с помощью представлений теории перестановок[20].

Свойства текстур обломочных пород[править | править вики-текст]

Текстура является одной из важнейших понятий в петрографии горных пород. Текстура отражает способ заполнения пространства элементами структуры. Естественно, что расположение элементов структуры в пространстве во многом определяется условиями образования пород[21]. Тем не менее, все текстуры имеют общие свойства, которые позволяют рассматривать текстуры независимо от условий образования пород.

Зерно — это элементарный объект горной породы. Размеры зёрен измеряются по осям X, Y, Z\, — \Delta {x_{i}}, \Delta {y_{i}}, \Delta{z_{i}}\, (на практике обозначаемые как A, B, C\,). Принято, что A \ge B \ge C\,. Ось {X}\,, располагающаяся вдоль оси {A}\,, — главная. Плоскость \Pi\,, проходящую через оси {A}\, и {B}\,, — также главная. Ось {C}\perp {\Pi}\,. Зёрна отличаются по вещественному составу (M\,), форме (F\,) и размерам D\, (от Dimension — размерность), то есть Z = {F}\cap{D}\cap{M}. Здесь M\,, F\,, D\, — элементы структуры. Кроме того, зёрна в образце находятся в некоторых отношениях R\, друг к другу, то есть Z_{i}RZ_{j}\,.

Если структурный элемент — это зерно образца, то пространственная часть образца имеет вид  \cup{({F_{k}}\cap{D_{k}})}\,. Таким образом, текстура (TR\,) — это множество зёрен образца, обладающих свойством:

\cup{[Z_{i}RZ_{j}]} = \cup[(F_{i}RF_{j})\cap(D_{i}RD_{j})].

Следовательно, текстура является понятием более высокого уровня обобщения, чем структура, поскольку в основу выделения текстур положены не только форма и состав зёрен, но и их структурные признаки.

Смысл выражения зависит от сущности параметра R\,. Элементарные отношения между зёрнами представлены:

  • I. R- отношение порядка в распределении размерных параметров, то есть R= f(D)\,, тогда (F_{i}RF_{j})= 0\,, но (D_{i}RD_{j}) \ne 0\,. В этом случае (D_{i}RD_{j})\, характеризует структуру SR\, образца, рассмотренную выше.
  • II. Если R \ne f(D)\,, то есть не отражает размерные параметры, то (D_{i}RD_{j}) =0\,, но (F_{i}RF_{j})\ne 0\,. В этом случае (F_{i}RF_{j})\, характеризует отношения между формами зёрен. Практически не изучена.
  • III. Между соседними зёрнами З1 и З2 в образце возникает отношение, которое называется «ориентировкой зёрен друг относительно друга». Тогда можно записать З1ORЗ2.

Зёрна в компактном множестве {З} размещаются так, чтобы главные плоскости этих зёрен совпадают. Тогда можно провести плоскости, касательные к поверхностям зёрен как снизу (подошва ПД), так и сверху (кровля КР). Если между этими плоскостями располагается по одному зерну, то слой можно назвать монослоем (обозначается через B\,). Нормальное положение монослоя — горизонтальное.

  • VI. При наличии монослоев B_{1}\, с параметрами (ПД1, КР1) и B_{2}\, с параметрами(ПД2, КР2) возникает простейшее отношение B_{1}RB_{2}\,, которое называется «наслоением (или напластованием) слоев».
Основные типы текстур[править | править вики-текст]

Каждый монослой характеризуется параметрами: вещество M(материал), D, SR, OR. Поскольку {(SR, OR)}\supe {TR}\,, то монослои характеризуются параметрами M\, и TR\,. Далее эти параметры записываются в виде биекции (M, TR)\,. Если в соседних монослоях (M_{1},TR_{1})\, и ({M_{2}},{TR_{2}})\, TR_{1} = TR_{2}\, и M_{1} = M_{2}\,, то такие монослои будем называть тождественными (или эквивалентными). В таком случае граница между монослоями отсутствует (то есть {\Gamma}{P} = 0\,). Если этими свойствами обладают все последовательно наслаиваемые друг на друга монослои, то между ними границы отсутствуют. В этом случае совокупность этих монослоев образует слой, а порода приобретает монолитную текстуру.

Это тип компактных монолитных текстур. Если же хотя бы один из компонентов свойств (M_{1},TR_{1})\, не совпадает с соответствующим компонентом свойств (M_{2},TR_{2})\,, то граница сохраняется (или {\Gamma}{P} = 1\,).

Если в образце присутствуют несколько монослоёв (слоёв), каждый из которых отличается хотя бы одним элементом текстуры от соседнего монослоя (или слоя), то имеет место слоистая текстура. Это тип компактных слоистых текстур. Эти типы исчерпывают все многообразие основных типов текстур.

Между монолитными текстурами и слоистыми текстурами существует принципиальное различие. В первом случае выявляются отношения между зёрнами породы. При этом устанавливаются признаки, определяющие текстуру самой породы: отношения между размерными параметрами (структура), отношения между формами зерен, ориентировка зерен. Тип монолитных текстур является единственным представителем текстур в породе.

В случае слоистой текстуры появляется новый вид отношения: отношение между слоями (слойками). Кроме вышеназванных признаков, определяющих текстуру породы, выполняющей слой, здесь появляются новые признаки, характеризующие отношения слоёв как геологических тел друг относительно друга: средних ориентировок зёрен одного слоя относительно ориентировок зёрен другого слоя, отношение между самими слоями; отношение между размерными параметрами одного слоя относительно размерных параметров другого слоя. Таким образом, слоистая текстура отражает более высокий уровень организации геологического материала. В породе слоистых текстур нет.

В практике геологических исследований часто фигурирует понятие «слоистая порода» (слоистый песчаник, слоистый алевролит и пр.). Под слоистой породой понимают породу, обладающую слоистой текстурой. В связи с изложенными выше соображениями это понятие необходимо признать не корректным. По определению порода с монолитной текстурой сложена зернами без признаков их пространственного разделения. В «слоистой породе» ситуация совершенно иная. Здесь слоистость обусловлена наличием слоёв (слойков), то есть самостоятельных геологических тел, заполненных породами; в каждом слое порода имеет монолитную текстуру. Следовательно, образец с выявленной слоистой текстурой сложен набором пород, а к набору пород термин «порода» как единичный признак вообще не применим.

Классификация текстур[править | править вики-текст]
I. Тип компактных монолитных текстур[править | править вики-текст]

Выделяются подтипы текстур:

  • А. Подтип текстур изотропных (массивных). Параметры структурных элементов не изменяются вдоль (эталонных) линий, проходящих через образец в любом направлении. Во всех случаях зёрна располагаются статистически хаотично, беспорядочно в породе с равно- или разнозернистой массой. Это — подтип компактных монолитных массивных текстур (текстуры беспорядочная, плотная, неориентированная, однородная и др.).
  • Б. Подтип текстур анизотропных. Свойства породы изменяются с изменением ориентировки эталонных линий. Выделяются классы текстуры:

Ба. Класс компактных монолитных ориентированных текстур; обусловлен особенностями строения основной массы породы. Сюда относятся текстуры с согласно ориентированными друг относительно друга зёрнами; иногда их называют гломерокристаллическими, сланцевыми, ориентированными текстурами и пр.

  • Бб. Класс компактных монолитных ориентированных линейных текстур; обусловлен наличием ориентированных единичных структурных элементов при хаотичном расположении зерен вмещающей их массы; сюда относятся породы различных порфировых и порфировидных структур, в которых порфировые (порфировидные) зерна, миндалины и пр. являются единичными структурными элементами. Выделяются подклассы:
    • Бба. Ориентированные зерна не образуют единого сообщества и разбросаны по образцу бессистемно. По Н. А. Елисееву это параллельно-линейные текстуры.
    • Ббб. Ориентированные зерна (обычно пластинчатые кристаллы) образуют единое сообщество, проявляемое в виде плоско-параллельного «слоя», создавая видимость слоистой текстуры. По Н. А. Елисееву это плоско-параллельные (ложно слоистые) текстуры.
  • Бв. Текстуры, обусловленные наличием ориентированных структурных агрегатов, например, шлиров, обломков пород и пр. Это класс компактных агрегативных текстур (текстуры такситовые, атакситовая и пр.). Этот подкласс текстур специально не выделяется. Если же агрегат рассматривать как обобщённое зерно, то здесь также выделяются текстуры, определяемые расположением единичных структурных элементов. Поэтому можно выделить подклассы:
    • Бва. компактные агрегативные массивные текстуры;
    • Бвб. компактные агрегативные параллельно-линейные текстуры;
    • Бвв. компактные агрегативные плоско-параллельные текстуры.
II. Тип слоистых текстур[править | править вики-текст]

За основу анализа взята пара соседних слоёв, имеющих четко выраженные элементы текстуры. Виды текстур, устанавливаемые на основе анализа этой пары, называются элементарными. Здесь уже на сцену выступает форма элементов текстур. Независимо от вида этой формы, их всех объединяет наличие некоторого радиуса Rкр кривизны, на основе которого выделяются крайние подтипы элементарных слоистых текстур: если Rкр = \infin, то имеет место подтип ламинарных слоистых текстур. Если Rкр << \infin — то подтип турбулентных (вихревых) слоистых текстур.

  • А. Подтип ламинарных слоистых текстур. Элементы внутреннего строения располагаются субпараллельно границам слоёв, напоминая ламинарное течение жидкости. Выделяются классы ламинарных слоистых текстур.
  • Аа. Класс простых ламинарных слоистых текстур. Устанавливаются при анализе внутреннего строения одного слоя. Сюда относятся текстуры слоистая, ленточная, плойчатая, полосчатая, сланцеватая, гнейсовидная, параллельная и др. текстуры. Подклассы:
    • Ааа. Элементы текстур практически параллельны друг другу.
    • Ааб. Элементы текстур не строго параллельны друг другу, но они изменяются симбатно друг относительно друга, нигде не пересекаясь.
    • Аав. Слои располагаются косо относительно границы слоя. Текстуру часто относят к разновидностям косой слоистой (текстуры косой слоистости).
  • Аб. Класс сложных ламинарных слоистых текстур. Устанавливается при анализе отношений минимум двух соседних слоёв. Элементы текстуры одного слоя (скажем слоя А) располагаются произвольно относительно границы или элементов текстуры соседнего слоя Б. Возможно выделение подклассов:
    • Аба. согласных ламинарных слоистых текстур — ориентировки элементов текстур обоих слоёв совпадают. Возможно совпадение и мощностей элементов текстур. Но, по крайней мере, в одной граничной точке характеристики (M, SR\, и пр.) слоёв различны.
    • Абб. контрастных ламинарных слоистых текстур — ориентировки

элементов текстур обоих слоёв существенно различны.

Возможны разновидности текстур:

Абба. Слой А обладает простой ламинарной слоистой текстурой, слой Б — косой слоистой текстурой. Аббб. Оба слоя обладают косой слоистой текстурой, но элементы текстуры слоя А располагается косо к элементам текстуры слоя Б.

  • Б. Подтип турбулентных (вихревых) слоистых текстур. Такие текстуры обычно называются (собственно) косой слоистостью. Одним из свойств (кроме Rкр) элементов текстур этого подтипа является ограниченность длин слойков в сечении образца. По характеру поведения Rкр можно выделить текстуры:
  • Ба. Rкр = const. Слой образует эллипсовидное кольцо постоянной формы. Так как мы имеем дело со слоистыми явлениями, то образуется сферическое образование (эллипс, шар и пр.), заполненное слоистым веществом. Сама сфера может быть срезана другими сферическими образованиями. Строго анализа этого вида текстур не существует.
  • Бб. Rкрconst. Радиус кривизны изменяется не только по длине элемента текстуры, но и от слойка к слойку.

История формирования механогенных пород[править | править вики-текст]

Согласно представлениями Н. М. Страхова, являющихся в настоящее время руководящими, процесс формирования механогенной осадочной горной породы называется литогенезом (Страхов, 1960) и состоит из стадий:

  1. образование осадочного материала;
  2. перенос осадочного материала;
  3. седиментогенез — накопление осадка;
  4. диагенез — преобразование осадка в осадочную горную породу;
  5. катагенез — стадия существования осадочной горной породы в зоне стратисферы;
  6. метагенез — стадия глубокого преобразования осадочной горной породы в глубинных зонах земной коры.
Образование осадочного материала[править | править вики-текст]

Образование осадочного материала происходит за счёт действия различных факторов — влияния колебаний температуры, воздействия атмосферы, воды и организмов на горные породы и т. д. Все эти процессы приводят к изменению и разрушению пород и объединяются одним термином выветривание .

Перенос осадочного материала[править | править вики-текст]

Осадочный обломочный материал обычно не остаётся на месте, а переносится под действием различных факторов в те участки земной поверхности, где существуют условия, благоприятные для его на­копления и захоронения.

Перенос осуществляется главным образом с помощью воды и ветра; кроме них заметную роль в перемещении осадков играют движущиеся ледники, айсберги и прибрежные льды, свя­занные с проявлением силы тяжести оползни, осыпи, обвалы; а также живые организмы. В последние десятилетия существенную геологическую роль начинает играть техногенный перенос материала, связанный с различными строительными работами.

Перенос, или механическая транспортировка зёрен, образовавшихся в результате механического разрушения материнских пород, можно рассматривать как природный гидравлический транспорт (гидротранспорт), поэтому для описания переноса можно использовать представления о гидротранспорте в гидравлике[22]. В основе этих представлений лежит тесная связь между водным (ветровым) потоком и находящейся в нём взвеси твёрдого вещества. При этом скорость перемещения зерна потоком обратно пропорциональна не только размеру перемещаемого зерна, но и плотности (удельному весу) слагающего зерно минерала. При этом происходит разделение минералов как по размерам зёрен, так и по плотности слагающих зёрна минералов. В качественном плане на это явление обращали внимание Л. Б. Рухин (1912—1959)[23] и Н. М. Страхов[5].

Для близгоризонтальных напорных потоков, которыми являются большинство природных гидросистем, применимо уравнение[22], в практическом плане преобразовано в одну из форм гиперболического выражения

\rho = {{{0,05}\cdot{\phi}\cdot{v^{2}_{z}}\cdot{\rho_{0}}\over{d}}+ \rho_{0}} = {\beta\over{C}} + {\rho_{0}} \qquad {(2)} ,

где d={V_{z}/{F}}\, — обобщённый линейный параметр; как правило d = C\, или d = {(B+C)/{2}}\,; \phi = {C_{xt}}/{f}\,; 0{,}05 \approx {1/{2g}}\,.

Это уравнение использовано для определения палеоскоростей движения зёрен в некоторых объектах[24], а сам метод получил название Геоспидометр [25],[26];[7].

Чаще всего аргументом является величина 1/{C}\,, говоря о том, что зерно ориентировано поперёк течения воды в потоке; это допустимо при перемещении зёрна перекатыванием.

Это зависимость легко вписывается в импульсный (пульсационный) механизм движения взвеси. Пульсационный механизм перемещения материала позволяет говорить о периодичности протекания процесса.

Перемещение зерна подчиняется аксиомам:

  1. Перемещение осадочного материала осуществляется как в декартовых координатах, так и во времени, то есть M = f(x,t)\, , где M\, — масса переносимого материала; x\, — координата, вдоль которой происходит перемещение материала.
  2. Осадочный материал поступает в бассейн осаждения вследствие разрушения некоторого исходного материнского геологического тела, заполненного рыхлым материалом, так, что количество выносимого материала пропорционально количеству материала в исходном геологическом теле.

Это, в конечном счёте, приводит к уравнению перемещения вещества[7]:

{{d^{2}M}\over{dt^{2}}} = {{v^{2}}\cdot {{d^{2}M}\over{dx^{2}}}}

при преобразовании которого получено простейшее гиперболическое уравнение, или уравнение струны.

Накопление осадка[править | править вики-текст]

Транспортируемый осадочный материал осаждается в пониженных участках рельефа. Скорость накопле­ния осадка колеблется в очень широких пределах — от долей мил­лиметра (глубоководные части морей и океанов) до нескольких метров в годустьях круп­ных горных рек).

Длительное и устойчивое погружение области осадконакопления предопределяет образование мощной, однородной осадочной толщи. В случае частой смены тектонического режима, а также при сезонных изменениях климата происходит переслаивание осадков, различных по составу и строению.

В процессе переноса и осаждения осадочного материала под влиянием механических, химических, биологических и физико-химических процессов происходит его сортировка и избирательный переход в твер­дую фазу растворённых и газообразных веществ. Этот процесс называется оса­дочной дифференциацией. Образовавшиеся в результате осадочные породы в большин­стве своём отличаются от магматических и метаморфических более простым химическим составом, высокой концентрацией отдельных компонентов или более высокой степенью однородности частиц по размеру.

Следует иметь в виду, что наряду с дифференциацией на поверхности нашей планеты может происходить и смешивание осадочного материала (интеграция), поступающего из разных источников сноса. Этот процесс приводит к образованию полиминеральных пород, например, граувакк, слагающихся как разнородными обломочными и минеральными компо­нентами, так и биогенным и хемогенным материалом.

Это перемещение называется транспортировкой. Транспортировка, как правило, завершается осаждением материала. Эта стадия — стадия преноса и осаждения вещества называется седиментогенезом (сложное явление, включающее механическое, химическое выветривание, дифференциацию продуктов выветривания, образование и разрушение коллоидных и ионных систем).

Биогенные породы[править | править вики-текст]

Хемогенные породы[править | править вики-текст]

Диагенез[править | править вики-текст]

Осадок, накопившийся на дне водоема или на поверхности суши, обычно представляет собой неравновесную систему, состоящую из твёрдой, жидкой и газовой фаз. Между составными частями осадка начинается физико-химическое взаимодействие. Активное участие в преобразовании осадков принимают обитающие в иле организмы.

Во время диагенеза происходит уплотнение осадка под тяжестью образующихся выше него слоев, обезвоживание, перекри­сталлизация. Взаимодействие составных частей осадка между со­бой и окружающей средой приводит к растворению и удалению неустойчивых компонентов осадка и формированию устойчивых минеральных новообразований. Разложение отмерших животных организмов и растений вызывает изменение окислительно-восста­новительных и щелочно-кислотных свойств осадка. К концу диагенеза жизнедеятельность бактерий и других организмов почти пол­ностью прекращается, а система осадок — среда приходит в равновесие.

Продолжительность стадии диагенеза из­меняется в широких пределах, достигая десятков и даже сотен тысяч лет. Мощность зоны осадка, в которой протекают диагенетические преобразования, также колеблется в значительном диа­пазоне и, по оценке большинства исследователей, составляет 10— 50 м, а в ряде случаев, по-видимому, может быть и больше.

Катагенез[править | править вики-текст]

В эту стадию осадочные породы претерпевают существенные преобразования, сопровождаемые изменением химико-минералогического состава, строения и физических свойств. Основными факторами преобразования пород являются температура, давление, вода, растворенные в ней соли и газообразные компо­ненты, рН, Eh и радиоактивное излучение. Направленность и ин­тенсивность преобразований в значительной степени определяются составом и физическими свойствами пород. В процессе катагенеза происходит уплот­нение пород, их обезвоживание, растворение неустойчивых сое­динений, а также перекристаллизация и образование новых минералов.

Метагенез[править | править вики-текст]

На этой стадии происходит максимальное уплотнение осадочных пород, меняется их минеральный состав, структура. Преобразование пород происходит под влиянием тех же факторов, что и при катагенезе, но температура более высокая (200—300 °C), выше минерализация и газонасыщенность вод, иные значения Eh и рН.

Изменение структуры пород проявляется в укрупнении размера зерен, в упорядочении их ориентировки, перекристаллизации с исчезновением фаунистических остатков. Завершается стадия метагенеза переходом оса­дочных пород в метаморфические горные породы.

Условия залегания осадочных горных пород[править | править вики-текст]

Большинство осадочных пород залегает в виде пластов, или слоёв.

Литература[править | править вики-текст]

  1. Мильнер Г. Б. (Milner H.B.). Петрография осадочных пород. Том I. М.: Недра, 1968. 500 с
  2. 1 2 Страхов Н. М. Основы теории литогенеза. М.: Гостоптехиздат. Т. 1- 3, 1960—1962.
  3. Логвиненко Н. В. Петрография осадочных пород. М.: Высшая школа, 1967
  4. Япаскурт О. В. Основы учения о литогенезе. М.: изд-во МГУ, 2005
  5. 1 2 Страхов Н. М. Осадкообразование в современных водоёмах. Избранные труды. М.: Наука, 1993. ISBN 5-02-002218-7
  6. Пустовалов Л. В. Петрография осадочных пород. М.- Л.: Гостоптехиздат, Т. 1 −3, 1940.
  7. 1 2 3 Литология
  8. Макаров В. П. Вопросы теоретической геологии. 4. К определению понятия «Обломочные породы»/"Современные направления теоретических и прикладных исследований. Одесса: Черноморье, 2007. Т.16. С.20 — 27.
  9. 1 2 Макаров В. П. Некоторые проблемы литологии. «Обломочные породы»./VII международная конференция «Новые идеи в науках о земле.» Избранные доклады. М.:издание МГГРУ, 2005. С.100 — 108.
  10. 1 2 Макаров В. П. Вопросы теоретической геологии. 7. Элементы теории структур./Современные проблемы и пути их решения в науке, транспорте, производстве и образовании ‘2007. Одесса, Черноморье, 2007. Т.19. С. 27 — 40.
  11. 1 2 <Сурков А. В. Методика грануло- минералогического анализа при изучении обломочных пород.// Изв. ВУЗ. Геология и разведка, 1993, 3. 36- 43.
  12. 1 2 Сурков А. В., Фортунатова Н. К., Макаров В. П. Об условиях образования современных осадков Чудского озера по гранулометрическим данным.// Изв. вузов. Геология и разведка. 2005. № 5. С. 60 — 65.
  13. Макаров В. П. Вопросы теоретической геологии. 4. К определению понятия «Обломочные породы»/"Современные направления теоретических и прикладных исследований. Одесса: Черноморье, 2007. Т.21. С.74 — 81.
  14. Рухин Л. Б.. Основы литологии. Л.: Госгеолиздат, 1961
  15. Билибин Ю. А. Основы геологии россыпей. М.: изд. АН СССР, 1956.
  16. Гостинцев К. К. Метод и значение гидродинамической классификации песчано-алевритовых пород при поисках литологических ловушек нефти и газа. /Методика прогнозирования литологических и стратиграфических залежей нефти и газа. Л.: изд. ВНИГРИ, 1981. С. 51-62.
  17. Макаров В. П. Вопросы теоретической геологии. 4. К определению понятия «Обломочные породы»/«Современные направления теоретических и прикладных исследований. Одесса: Черноморье, 2007. Т.16. С.20 — 27.
  18. Макаров В. П. Вопросы теоретической геологии. 7. Элементы теории структур. /Современные проблемы и пути их решения в науке, транспорте, производстве и образовании ‘2007. Одесса, Черноморье, 2007. Т.19. С. 27 — 40.
  19. Половинкина Ю. Ир. Структуры горных пород. Часть 1: Магматические породы; Часть 2: Осадочные породы; Часть 3: Метаморфические породы. — М.: Госгеолиздат, 1948.
  20. Макаров В. П. Фракционирование радиогенных изотопов и изобаров в природных условиях.// Отечественная геология, 1993, 8. 63- 71.
  21. В. П. Макаров. Вопросы теоретической геологии. Элементы теории «текстур»/Сб. "Современные направления теоретических и прикладных исследований. Одесса, Черноморье, 2007. Т.21. С.74 — 81
  22. 1 2 Гудилин Н. С. и др. Гидравлика и гидропривод. М.: издание МГУ, 2001. 519 с.
  23. Рухин Л. Б. Основы литологии. Учение об осадочных породах. 3-е изд. Л.: Недра, 1969.
  24. Сурков, Фортунатова Н. К., Макаров В. П. Об условиях образования современных осадков Чудского озера по гранулометрическим данным.//Изв. вузов. Серия «Геология и разведка», 2005, 5. С. 60- 65.
  25. Макаров В. П. Вопросы теоретической геологии. 11 Геоспидометр — метод определения палеоскоростей перемещения древних осадков водными потоками./«Перспективные инновации в науке, образовании, производстве и транспорте». Одесса: Черноморье, 2008. Т.15. С.36- 49
  26. Макаров В. П., Сурков А. В. Геоспидометр — метод определения палеоскоростей перемещения осадков водными потоками./Мат-лы 5-го Всероссийского литологического совещания «Типы седиментогенеза и литогенезаа и их эволюция в истории Земли». Екатеринбург, 2008. Т.2. С 12-14


Ссылки[править | править вики-текст]