Краткий курс литологии
..pdfвиненко указывает, что на Русской платформе карбонатные поро ды слагают 55% всех разрезов осадочного чехла, в Уральской гео синклинали — 30—35, в Донецкой геосинклинали — 28, в палеозое долины Миссисипи — 44, во внутреннем Китае — 55%.
|
|
|
Т а б л и ц а 8.5 |
|
|
Распространенность основных типов осадочных пород |
|||
|
по данным теоретических геохимических расчетов |
|||
|
(по Ф. Дж. Петтиджону, 1975) |
|
||
Типы |
А. Холмс |
Ф. Кларк |
Ф. Викмаи |
|
(Holmes, 1913), |
(Clarke, 1924), |
(Wickman, 1954), |
||
пород |
||||
% |
% |
% |
||
|
||||
Глинистые |
70 |
80 |
83 |
|
Песчаники |
16 |
15 |
8 |
|
Известняки |
14 |
5 |
9 |
Вопросы и упражнения
1.В чем сходство и различия классификаций осадочных пород, предложен ных Г И. Теодоровичем, М. С. Швецовым и Ф. Дж. Петтиджоном?
2.Какие продукты выветривания легко образуют субколлоидпые и коллоид
ные системы?
3.Что является основой для выделения трех генетических групп осадочных
пород?
4.На какие подгруппы подразделяется группа ионогенных осадочных по
род?
5.Какие типы пород преобладают в разрезах осадочных толщ?
Г л а в а 9 КЛАСТОГЕННЫЕ (ОБЛОМОЧНЫЕ) ПОРОДЫ
Кластогенные, или обломочные, породы, иногда называемые терригенными, более чем на 50% состоят из зерен аллотигениых минералов или обломков материнских пород. Размеры обломков, слагающих кластогенные породы, превышают 0,01 мм* Как мы знаем, образование кластогенных пород происходит за счет выпа дения обломочного материала из путей переноса под влиянием силы тяжести. Обломочные компоненты переходят в осадок, как только энергия среды-транспортера (вода, ветер) перестает под держивать их во взвешенном состоянии или перемещать путем сальтации, волочения или перекатывания.
Основой классификации кластогенных пород является размер слагающих их обломков. К сожалению, границы размерных под разделений и их названия, используемые геологами разных стран, не совпадают (табл. 9.1).
В СССР широко распространена размерная классификация об ломочных пород, основанная на десятичной метрической системе.
* Породы, состоящие из частиц, имеющих размеры меньше 0,01 мм (сложе ны обычно глинистыми минералами), относятся к группе глинистых пород.
Шкалы размерности, используемые различными авторами для классификации обломочных пород
|
|
|
Уэнтворт |
|
|
|
|
|
|
(С. К. Went- |
|
|
|
|
Аттерберг |
Кайе |
worth, 1922; |
Шкала Ф |
Буркар |
|
СССР |
(A. Alter- |
(L. Cayeux, |
с измене |
Крамбейна |
(Л. Bour- |
|
|
berg, 1905) |
1929) |
ниями по |
(VV. С |
Krum- |
cart, |
|
|
|
Dunbar |
bcin, |
1934) |
1959) |
a. Rodgers, 1957)
Глыбы |
Валуны, |
|
—1 000 мм— глыбы |
||
|
(block — |
|
Валуны |
шведск.) |
|
—200 мм— |
||
—100 мм— |
Галька, |
|
Галька |
щебень |
|
(sten — |
||
(окатан- |
шведск.) |
|
пая); |
|
|
щебень |
|
|
(неока- |
—20 мм— |
|
танный) |
|
|
—10 мм— |
Гравий |
|
Гравий |
(gruss — |
|
шведск.) |
||
(окатан |
|
|
ный) ; |
|
|
дресва |
|
|
(неока- |
—2 мм— |
|
танная) |
|
|
—1 мм— |
Песок |
|
|
(sand — |
|
Песок |
шведск.) |
|
•0,2 мм— |
||
—0,1 мм— |
||
Мелкий |
||
|
песок или |
|
|
алеврит |
|
Алеврит |
(Мо — |
|
шведск.) |
||
—0,01 мм— |
-0,02 мм— |
|
Суглинок |
||
Глина |
(lattlera — |
|
шведск.) |
||
|
—0,002 мм- |
Глина (1ёга — шведск.)
Глыбы (bloc —
ФР)
—200 мм—
Галька (galet —
ФР)
50 мм—
Гравий (gravier - фр.)
—5 мм—
Песок
(sable
фро
—0,05 мм— Алеврит
и
глина (pel i te —
фр)
Валуны (boulder — англ.) —256 мм— Крупная калька (cobble — англ.)
—64 мм—
Гравий (gravel — англ.)
или
галька (pebble — англ.)
—2 мм—
Песок (sand — англ.)
— V16 мм —
Алеврит
(silt —
англ.)
—Vase мм—
Глина
(clay mound англ.)
Глыбы (Ыос —
— 10 (1 024 мм) фр.)
—9 (512 мм) —500 мм
—8 (256 мм) |
|
||||
—7 (128 мм) |
|
||||
—6 (64 |
мм) |
Галька |
|||
|
|
|
|
(caillou — |
|
—5 (32 мм) |
ФР) |
||||
|
|||||
—4 (16 мм) |
|
||||
—3 (8 мм) |
|
||||
—2 (4 мм) |
|
||||
— 1 |
(2 |
мм) |
— 2 мм— |
||
—0 |
(1 |
мм) |
Песок |
||
(cable — |
|||||
+ 1 (7г |
мм) |
ФР) |
|||
+ 2 |
(7ч |
мм) |
|
||
+ 3 |
(»/8 |
мм) |
-0.2 мм- |
||
Ил |
|||||
|
|
|
|
||
+ 4 |
( 7 16 |
мм) |
(boue — |
||
фр.) |
|||||
+ 5 |
(7 з2 |
м м ) |
|
+6 (i/64 мм)
+7 (7,28 мм)
+8 (7 25б мм)
+9 (7512 мм)
"Ы0 (7Ю24 ММ)
За границы структурных подразделений принимаются 0,01 м м -
0,1 мм— 1,0 мм— 10 мм— 100 мм— Ю00 мм и более ( х а б а 9 2) Многие геологи в Европе и часть почвоведов С Ш А использую т
десятичную шкалу с основанием 2, т. е. 0,002 мм— 0,02 мм— 2 м м -
Основные группы обломочных пород
Размеры обломков, слагающих породы,
мм
Более 1 (до 1000 и более)
От 1 до 0,1 От 0,1 до 0,01
Названия
обычно используемые в СССР
Грубообломочные
породы
Среднеобломочные, или песчаные, породы
Мелкоебломочные, или алевритовые, породы
часто употребляемые е других странах (пример но соответствующие раз мерным классам, приня тым в СССР)
Псефиты, или рудиты
Псаммиты, или арениты
Пелиты, или лютиты, — породы, состоящие из частиц мелкоалеврнтовой (0,05—0,01 мм) и (или) глинистой (<0,01 мм) размерности
20 мм— 200 мм, предложенную еще А. Аттербергом (1904). В США широко применяется размерная шкала, разработанная Уэнтвор том (1922), в которой размер обломочных частиц выделяемых под разделений отличается в два раза, причем за основу шкалы принят 1 мм. При этом получается геометрическая прогрессия: 1—2—4— 8—16 мм и т. д. Такая же прогрессия строится и при уменьшении размеров частиц: 1—1/2—XU—7в—Vie и т. д. В. Крамбейн (1934) предложил изображать размерные подразделения шкалы Уэнтвор та с помощью так называемых Ф-единиц. Значение Ф равно обрат ному логарифму по основанию 2 размера в миллиметрах. Таким образом, 1 мм = 0Ф; 7г мм = + 1Ф; */4 мм=+2Ф; 2 мм= —1Ф; 4 мм = —2Ф и т. д. (см. табл. 9.1).
В зависимости от того, являются породы рыхлой несцементиро ванной массой обломков или эти обломки скреплены каким-либо цементом в плотный камиеподобный монолит, они получают раз личное наименование (табл. 9.3). Надо отметить, что для псефитов (крупнообломочных пород) название зависит от формы обломков (окатанных или угловатых), для песчаных и алевритовых пород оно не меняется: скопления угловатых и окатанных частиц назы ваются одинаково.
Кластогенные породы внутри каждой структурной группы обыч но делятся на три подгруппы: мелкозернистую, среднезернистую и
крупнозернистую. Например: |
|
|
Песчаник |
мелкозернистый |
0,1—0,25 мм |
» |
среднезернистый |
0,25—0,5 мм |
крупнозернистый |
0,5—1,0 мм |
|
Гравелит |
мелкозернистый |
1,0—2,5 мм |
» |
среднезернистый |
2,5—5,0 мм |
Гравелит крупнозернистый 5,0—10,0 мм Конгломерат мелкогалечный 10—25 мм
»средиегалечный 25—50 мм
»крупногалечный 50—100 мм
Размер обломков, мм
Более 1 000
1000—100
100-10 10—1
1—0,1
о |
Г о о |
Т а б л и ц а 9.3
Номенклатура обломочных пород
|
Характер обломков и пород |
|||
Обломки угловатые, |
Обломки округлые, |
|||
неокатанные |
окатанные |
|||
рыхлая |
сцементиро |
рыхлая |
сцементиро |
|
ванная по |
ванная |
|||
порода |
порода |
|||
рода |
порода |
|||
|
|
|||
Неокатан |
Глыбовая |
Глыбы |
Глыбовый |
|
ные глыбы |
брекчия |
Валуны |
конгломерат |
|
Неокатан |
Валунная |
Валунный |
||
ные валуны |
брекчия |
Галька |
конгломерат |
|
Щебень |
Брекчия |
Конгломерат |
||
Дресва |
Дресвяник |
Гравий |
Гравелит |
|
Песок |
Песчаник |
Песок |
Песчаник |
|
Алеврит |
Алевролит |
Алеврит |
Алевролит |
Алевролиты делятся только па две подгруппы: мелкозернистую (преобладают частицы 0,01—0,05 мм) и крупнозернистую (преоб ладают частицы 0,05—0,1 мм).
Грубообломочные породы (псефиты или рудиты)
Как уже указывалось, названия грубообломочиых пород зави сят от размеров слагающих их обломков и формы. В советской геологической литературе конгломератами называют сцементиро ванные породы, состоящие из окатанных, округленных обломков, размеры которых превышают 10 мм. Соответственно порода, со стоящая из неокатаиных, угловатых обломков крупнее 10 мм, называется брекчией.
Французские геологи используют термин «конгломерат» (conglomerat — фр.) как синоним общего термина «рудит», т. е. грубообломочная порода. Для обозначения пород, сложенных окатанными обломками, т. е. собственно конгломератов, используется термин «пудипгит» (poudingue — фр.). Иногда в широком понимании как синоним термина рудит термин «конгломерат» используется и в англоязычной литературе. Для обозначения брекчий предлагается термин «острообломочпый конгломерат» (sharpstone conglomerat— англ.). Конгломераты же могут обозначаться термином «пудипгиты» (puddingstone — англ).
В составе грубообломочных пород необходимо различать три составные части: главные обломочные компоненты, заполняющую
массу (заполнитель) и цемент* (рис. 9.1). Заполнитель (matrice— фр., matrix — англ.) представляет собой мелкие обломочные и глинистые частицы, располагающиеся в пустотах между главными обломочными компонентами. Характер заполнителя в разных типах грубообломочиых пород может быть различным. Так, в гравелитах заполнитель представлен обычно песчано-алевритовыми частицами. В валунных конгломератах это может быть галька, гравий и пес чано-алевритовый материал и т. д. Количество заполнителя может сильно меняться от полного отсутствия до 50% и более.
Рис. 9Л. Составные части грубообломочиых пород:
/ — главные обломочные компоненты; 2 — заполнитель (более мелкие обломочные частицы и глинистый материал); 3 — цемент (кальцит, гид* роокислы Fe, кремнезем и т. п.)
Французские геологи для суммарного обозначения аллотиген-
пой заполняющей |
массы |
(matrice — фр.) |
и |
аутигенного |
цемен |
та (ciment — фр.) |
часто |
используют общий |
термин «ганг» |
(gan- |
|
gue — фр.). В англоязычной литературе |
широко распространен |
||||
термин «матрикс» |
(matrix — англ.), который может обозначать ли |
бо цемент, либо заполняющую массу, или же применяется в широ ком смысле как синоним французского термина «ганг».
Для обозначения гравелитов и дресвяников иногда исполь зуются термины «микроконгломерат», «микропудиигит» и «микро брекчия».
В разрезах осадочных толщ чаще встречаются слои и линзы конгломератов. Брекчии в ископаемом состоянии встречаются зна чительно реже и, как правило, имеют ограниченное распростране ние. Грубообломочные породы, особенно брекчии, образуются вбли зи области разрушения, эрозии материнских пород, хотя галечниковый и гравийный материал может переноситься горными реками па сотни километров от разрушающихся горных сооружений.
* О цементах обломочных пород подробно говорится в разд. «Цементы пес чаных пород»,
Кроме брекчий осадочного происхождения в природе встре чаются тектонические брекчии, образующиеся в результате дроб ления пород в зонах разрывных тектонических нарушений, и вул канические брекчии, возникающие при дроблении пород в процес се вулканических извержений, а также другие виды брекчированных, раздробленных пород.
Среди брекчий осадочного происхождения в зависимости от конкретных условий и места образования различные исследовате ли выделяют разновидности, среди которых можно отметить сле дующие основные типы брекчий.
Б р е к ч и и о б в а л о в и о п о л з н е й встречаются обычно в толщах морских отложений в виде линз и выклинивающихся пла стов. Петрографический состав остроугольных обломков брекчий однообразный. Размеры обломков, слагающих брекчии обвалов и оползней, самые различные: от щебня до гигантских угловатых глыб. Такие брекчии образуют в разрезах тектонически активных территорий олистостромы — крупные линзовидные тела, представ ляющие собой беспорядочные скопления обломков и глыб пород, перемешанных с песчано-глинистыми или другими осадками. Оли стостромы образуются в результате подводных обвалов в зонах контрастного рельефа (у подножия поднимающейся Кордильеры, тектонического блока и т. п.). Обломки и глыбы подводного ополз ня могут скользить по поверхности осадков вниз по уклону дна в сторону центральной части бассейна (рис. 9.2). Отдельные гигант-
Рис. 9.2. Схема образования олистострома — скопления брекчии, возникшей в результате подводного обвала или оползня в тек тонически активной зоне Кордильеры
Рис, 9.3. Схема строения рифа:
I — ядро рифа; 2 — рифовая брекчия; S — вмещающие породы
ские глыбы таких оползней, иногда имеющие размеры в десяткй метров, называются олистолитами.
Частным случаем брекчий обвалов являются рифовые известня ковые брекчии, окружающие по периферии рифовый массив и представляющие собой результат дробления рифовых известняков волнами прибоя (рис. 9.3).
Б р е к ч и и в р е м е н н ы х п о т о к о в представляют собой пролювиальные образования, слагающие конус выноса временных потоков (сели) у подножия горных сооружений. Характеризуются разнообразным составом обломков и наличием большого количе ства заполнителя, представленного обычно песчано-алевритовым и глинистым материалами. Крупные обломки пролювиальных брек чий часто имеют следы окатывания. Иногда в таких брекчиях на блюдается неясная грубая слоистость.
К а р с то в ые б р е к ч и и , и л и б р е к ч и и о б р у ш е н и я ,
формируются при обрушении сводов пустот и пещер, возникающих при растворении подземными водами некоторых пород (каменная соль, гипс и т. п.). Вышележащие породы при этом опускаются,
дробятся |
и образуют брекчии, характеризующиеся |
однообразным |
||
составом |
обломков (часто известняки, |
доломиты), |
постепенно |
пе |
реходящих в вышележащие породы. |
за счет раздробления |
или |
||
Д о н н ы е б р е к ч и и образуются |
«взламывания» волнами верхних «корочек» только что сформиро вавшихся, обычно карбонатных, осадков мелководья. Такие брек чии, часто называемые сингепетичными, особенно характерны для оиколитовых и строматолитовых водорослевых известняков и до ломитов. Обломки в сингенетичных брекчиях называются интракластами (intraclast— англ.).
Конгломераты
Между брекчиями и конгломератами существует ряд переход ных разностей пород, сложенных слабоокатаиными, или полуугловатыми обломками. Для их наименования иногда используют тер мин «конглобрекчии».
По степени разнообразия петрографического состава обломков выделяются олигомиктовые и полимиктовые конгломераты.
Олигомиктовые ко нг л о ме р а т ы характеризуются су щественно кварцевым составом галек. Это обычно белый жильный кварц, кварциты или кремнистые сланцы, т. е. компоненты, отли чающиеся большой прочностью и устойчивостью против выветрива ния. Обломки таких конгломератов образуют как бы концентрат, остающийся после полного разрушения больших объемов магмати ческих, метаморфических и осадочных пород. Размеры окатанных обломков кварца и кварцитов олигомиктовых конгломератов, как правило, составляют от 1 до 5 см, а их мощность редко превышает 3—5 м; чаще всего она изменяется от 10—20 см до 1 м. К олигомиктовым относятся золотоносные конгломераты района Витватерсранд в Южной Африке, состоящие из галек белого жильного кварца размером около 3 см и образующие пласты мощностью в среднем 20—80 см.
Полимиктовые к о н г л о м е р а т ы, обладающие пестрым петрографическим составом обломков, встречаются в разрезах значительно чаще, чем олигомиктовые. Обломки, слагающие такие конгломераты, представлены более или менее окатанной галькой и мелкими или средними валунами (от 1 до 50 см). Лишь в отдель ных случаях среди обломков встречаются крупные валуны и глы бы (1—2 м). Мощность полимиктовых конгломератов в отличие от олигомиктовых разностей колеблется в больших пределах. Извест ны толщи полимиктовых конгломератов, мощность которых дости гает 1000 м и более. Такие конгломераты характерны для подвиж ных поясов и генетически связаны с этапами горообразования, со провождавшимися интенсивной денудацией формирующегося рельефа. Они имеют главным образом пролювиально-аллювиаль ное происхождение и участвуют в сложении разрезов молассовых толщ.
Наряду с конгломератами, образовавшимися из окатанных об ломков разрушающихся материнских пород, в разрезах встречаюття также псевдоконгломераты, образовавшиеся за счет скопления конкреций при подводном перемыве неконсолидированных осадков. При этом песчано-глинистая составляющая породы вымывается движением воды, а содержавшиеся в осадке конкреции (чаще карбонатные, фосфоритовые, глинисто-сидеритовые) скапливают ся на дне водоема, формируя своеобразный обычно маломощный слой, внешне напоминающий типичный конгломерат,'но генетиче ски ничего общего с ним не имеющий.
По условиям залегания среди конгломератов выделяются ба зальные и внутриформационные типы.
В а з а л ь н ы е к о н г л о м е р а т ы залегают в основании мор ских трансгрессивных серий, перекрывающих более древние обра зования с угловым или стратиграфическим несогласием и начи нающих новый цикл осадконакопления и новый этап геологиче ского развития территории. Базальные конгломераты обычно имеют олигомиктовый состав. Их галька представлена белым жиль ным кварцем, кварцитами и кремнистыми породами.
В н у т р и ф о р м а ц и о н н ы е конгломе раты |
залегают |
внутри единой толщи осадочных пород без углового |
или страти |
графического несогласия. По составу обломков они |
относятся |
обычно к полимиктовым конгломератам. Среди галек могут при сутствовать обломки как магматических и метаморфических пород, так и более древних осадочных образований. Внутриформационные конгломераты фиксируют временное усиление денудации или оживление поднятий в области сноса, приводящее к поступлению в бассейн осадконакопления более грубого обломочного материа ла. Многие геологи относят к внутриформационным конгломератам прослои донных сингенетичных брекчий и конглобрекчий (см. с. 98).
Среди конгломератов наиболее распространены морские и реч ные типы. Рекам, как уже указывалось, принадлежит важная роль в формировании наиболее мощных толщ конгломератов. Установ ление генезиса конгломератов часто представляет большие трудно сти. Производились многочисленные попытки определить происхож дение конгломератов по форме и особенностям расположения га лек. Так, ряд исследователей считает, что гальки, сложенные не сланцеватыми, массивными породами (известняки, многие песчани ки и алевролиты, магматические породы и т. п.), образующиеся в морских условиях, будут более плоскими, чем гальки речного про исхождения. По данным А. Кайс, величина угла наклона галек к плоскости наслоения (дна) в морских галечниках составляет 2— 15°, а в аллювиальных — 15—25° Л. Б. Рухин указывает, что в реках гальки в большинстве случаев круто наклонены в сторону верховьев реки (против течения), а в прибрежной части моря — полого в сторону моря.
Специфическим типом грубообломочных пород, часто переход ных между конгломератами и брекчиями, являются тиллиты, или. валунные глины, представляющие собой ископаемые ледниковые моренные отложения. Тиллиты относятся к грубообломочным об разованиям, несмотря на то что их основная масса сложена пло хо отсортированным песчано-глинистым материалам >с примесью дресвы и гравия. В этой разнородной и иеслоистой массе, состав ляющей часто до 80% всей породы (рис. 9.4), беспорядочно рассея ны крупные обломки от щебня и гальки до валунов и глыб вклю чительно. Важнейшим признаком ледникового происхождения тиллитов является присутствие среди галек и валунов характерных обломков, имеющих форму утюга со штриховкой и царапинами на поверхности (так называемые ледниковые шрамы). Матрикс тил-
литов имеет окраску от темно-голубовато-серой до зеленовато-чер ной, а при выветривании — до желтоватоили красновато-бурой.
Рис. 9.4. Гистограмма тиллита плейстоценового воз раста (США, штат Иллинойс; по результатам ана лиза 10 образцов по Ф. Дж. Петтиджону). Песча но-глинистый материал составляет около 70% всей породы:
1 — рудитовые фракции; 2 — песок и алеврит; 3 — глина
Наиболее известны тиллиты пермского и каменноугольного возраста, развитые в Южной Африке (тиллиты Двика), бассейне р. Конго, Южной Америке (тиллиты Бразилии), Индии и других районах земного шара.
Дресвяники и гравелиты
Дресвяники и гравелиты занимают промежуточное положение между брекчиями и конгломератами, с одной стороны, и песчаны ми породами — с другой. Довольно часто мелко- и среднезернистые разности дресвяников и гравелитов с размером обломков от 1 до 5 мм выделяют в качестве «грубозернистых» песчаников, а крупно зернистые с размером обломков от 5 до 10 мм — в качестве «мик робрекчий» и «микроконгломератов».
Дресвяники обычно встречаются в составе кор |
выветривания, |
||
т. е. там, где обломочный материал |
не подвергался |
переносу и |
|
окатыванию. Очень часто дресвяники |
(агепе — фр.) |
образуются |
|
вблизи разрушающихся массивов гранитоидных |
пород. В этом |
случае они представляют собой продукт механической дезинтегра ции гранитоидов. Нахождение дресвяников в разрезе указывает на близость источников сноса обломочного материала.
Дресвяники и гравелиты редко образуют мощные толщи и встре чаются главным образом в качестве подчиненного элемента в виде