авторефераты диссертаций БЕСПЛАТНАЯ БИБЛИОТЕКА РОССИИ

КОНФЕРЕНЦИИ, КНИГИ, ПОСОБИЯ, НАУЧНЫЕ ИЗДАНИЯ

<< ГЛАВНАЯ
АГРОИНЖЕНЕРИЯ
АСТРОНОМИЯ
БЕЗОПАСНОСТЬ
БИОЛОГИЯ
ЗЕМЛЯ
ИНФОРМАТИКА
ИСКУССТВОВЕДЕНИЕ
ИСТОРИЯ
КУЛЬТУРОЛОГИЯ
МАШИНОСТРОЕНИЕ
МЕДИЦИНА
МЕТАЛЛУРГИЯ
МЕХАНИКА
ПЕДАГОГИКА
ПОЛИТИКА
ПРИБОРОСТРОЕНИЕ
ПРОДОВОЛЬСТВИЕ
ПСИХОЛОГИЯ
РАДИОТЕХНИКА
СЕЛЬСКОЕ ХОЗЯЙСТВО
СОЦИОЛОГИЯ
СТРОИТЕЛЬСТВО
ТЕХНИЧЕСКИЕ НАУКИ
ТРАНСПОРТ
ФАРМАЦЕВТИКА
ФИЗИКА
ФИЗИОЛОГИЯ
ФИЛОЛОГИЯ
ФИЛОСОФИЯ
ХИМИЯ
ЭКОНОМИКА
ЭЛЕКТРОТЕХНИКА
ЭНЕРГЕТИКА
ЮРИСПРУДЕНЦИЯ
ЯЗЫКОЗНАНИЕ
РАЗНОЕ
КОНТАКТЫ


Pages:     | 1 || 3 | 4 |   ...   | 25 |

«Л.Б.РУХИН ОСНОВЫ литологии УЧЕНИЕ ОБ ОСАДОЧНЫХ ПОРОДАХ Издание третье, переработанное и дополненное ПОД ...»

-- [ Страница 2 ] --

JI. В. Пустовалов [1940] рассматривает осадочные породы как «геологи ческие образования, представляющие собой скопления минеральных или органогенных или же тех и других продуктов, возникшие на поверхности литосферы и существующие в термодинамических условиях, характер ных для поверхностной части земной коры». М. С. Швецов [1958] опре деляет осадочные породы как «породы, возникшие в условиях поверх ностной температуры и давления в основном из перемещенных или непере мещенных продуктов разрушения любых пород, выпавших в осадок без участия или при посредстве организмов, а в небольшой части также обра зованные за счет атмосферы из продуктов жизнедеятельности растений и иногда с примесью материала, поступающего непосредственно из глу бин при извержениях и в выносах глубинных вод». Оба эти определения характеризуют осадки, возникающие на поверхности Земли, но не оса дочные породы, которые образуются в большинстве случаев несколько ниже поверхности Земли путем преобразования осадков.

Еще более узкое определение осадочных пород дано в составленном Ф. Ю. Левинсоном-Лессингом «Петрографическом словаре» (1934). Со гласно этому определению, осадочные породы — это слоистые породы водного происхождения, образующиеся под влиянием различных денуда ционных процессов: механических, химических или органических. Под это определение не подходят породы, образовавшиеся не из водных, а из воздушных осадков, — эоловые песчаники, многие разновидности лёсса и др.

Нельзя принять также определения А. Н. Заварицкого [1932] и В. Н. Лодочникова, считавших основной особенностью осадочных пород то, что их образование связано с энергией Солнца, а не с энергией земного шара. Это определение слишком обще и, кроме того, неточно, так как эндогенные процессы (тектонические движения) являются одним из наи более общих факторов процесса образования осадочных пород.

В иностранных руководствах отсутствует четкое определение осадоч ных пород. По Г. Б. Мильнеру [Milner, 1940], «осадочные породы вклю чают в себя все уплотненные и рыхлые отложения, слагающие земную кору, безотносительно к их происхождению, но другие, чем породы, образованные непосредственно магматической деятельностью».

Осадочные породы слагают верхнюю часть литосферы. Осадочная оболочка (стратисфера) прерывиста, местами мощность ее уменьшается до нуля, и лишь тонкий слой почвы и новейших отложений перекрывает обширные области, сложенные кристаллическими породами. В других же районах мощность осадочных пород измеряется несколькими кило метрами.

Суммарная наибольшая мощность осадочных палеозойских, мезозой ских и кайнозойских пород для всей поверхности Земли значительно превосходит 100 км. Для отдельных горных областей она достигает 30— 50 км. Если же взять только один район небольшой площади, то суммар ная мощность распространенных в его пределах пластов осадочных пород редко превосходит 8—10 км. В сечении земной коры на этой глубине площадь, занимаемая осадочными породами, уже невелика. Еще меньше мощность осадочной оболочки в пределах платформ, где она редко пре вышает 2—3 км. Таким образом, осадочная оболочка весьма неравномерна по своей мощности. Осадочные толщи покрывают около 3 I i всей площади суши.

Общий объем осадочных пород Кларк [Clark, 1924] определял равным 3,7 X IO8 км3. Если бы это количество распределить равномерно по всей поверхности Земли, то образовалась бы оболочка мощностью около 735 м.

Кюнен [Kuenen, 1941] полагает, что общий объем осадочных пород зна чительно больше —13 X IO8 км3, из них 8 X IO8 км3 произошло за счет выветривания кристаллических пород, а остальное — за счет переработки более древних осадочных пород.

Осадочные породы существуют в определенном интервале изменений температуры и давления. При более значительном повышении темпера туры и давления они подвергаются метаморфизму и переходят в метамор фические породы. В настоящее время нельзя назвать максимальные зна чения давления и температуры, при которых осадочные породы еще суще ствуют. В значительной мере это объясняется тем, что последние пере ходят в метаморфические при различных температурах и давлениях. Так, например, по данным Э. Садецкого-Кардоша [Szadezky-Kardoss, 1952], антрацит на поверхности Земли образуется при температуре около 400° С, а на глубине 8—10 км для его возникновения достаточно всего 214— 270° С. Различные типы осадочных пород в одинаковых условиях мета морфизуются в неодинаковой степени. Поэтому в разнородных по петро графическому составу толщах (например, переслаивание глинистых и пес чаных пород) метаморфизованные разности могут чередоваться с менее измененными породами.

Как показывает бурение, горизонтально лежащие осадочные породы на глубине 4—5 км не обнаруживают заметных следов метаморфизма.

Поэтому можно считать, что при давлении около 1500—2500 am и невысо ких температурах (не более 200° С) заметной метаморфизации осадочных отложений не происходит.

Давление и температура изменяются и на поверхности Земли в зоне образования осадков. Давление, равное на поверхности суши примерно 1 am, увеличивается до 20 am в нижней части шельфа и до 1000 am на дне наиболее глубоководных впадин. Оно является одним из существенных факторов, определяющих содержание газов, присутствующих в морской воде. Различия в давлении через изменение содержания газов влияют на осаждение осадков и на быстроту их диагенетического преобразования.

Температура на поверхности Земли изменяется от —83° (Антарктида) до + 8 5 ° С (Центральная Африка). Значительными могут быть также суточные колебания температуры (до 50—60° С). Подобные изменения температуры отражаются, во-первых, на быстроте физического выветри вания и, во-вторых, на скорости природных химических реакций. По этому в зависимости от температурных условий в пределах всей зоны 3 JI. Б. Р у х и н. З осадкообразования скорость тех или иных процессов значительно из меняется. • Осадки, из которых затем возникает большая часть осадочных пород могут формироваться в результате трех резко различных процессов:

осаждения обломочного материала, выпадения из растворов определенных веществ и жизнедеятельности организмов.

В большинстве случаев обломочные частицы, слагающие осадочные породы, являются остаточными, сохранившимися при выветривании ма теринских пород. Однако в некоторых случаях обломочный материал образуется также при вулканических извержениях. Формирующиеся при этом осадочные породы выделяются в группу пирокластических.

Растворенный в воде материал также образуется двумй путями. Основ ная его часть возникает при химическом выветривании материнских пород, другая же часть выносится на поверхность Земли вулканическими водами.

Последний путь образования важен для некоторых кремнистых, желези стых и, может быть, других типов осадочных пород, распространенных в геосинклинальных областях. Поскольку эти вулканогенные разновид ности осадочных пород весьма близки по составу к породам, возникшим за счет отложения соответствующих соединений, образованных при вы ветривании, то разделить их не всегда представляется возможным.

Осаждение растворенного вещества, образованного при выветривании и вулканических процессах, происходит или чисто химическим путем или в результате жизнедеятельности организмов. В первом случае осажде ние происходит из насыщенных или пересыщенных растворов. Различные соединения в неодинаковой степени растворимы в воде. Для плохо раство римых веществ осаждение наблюдается в некоторых случаях уже в прес ных или слабо соленых водах (окислы алюминия и железа). Хорошо раство римые соединения выпадают лишь из концентрированных рассолов (хло риды натрия и в особенности калия и магния).

Большое значение для образования осадочных пород имеет жизне деятельность организмов. Организмы могут концентрировать соединения, находящиеся в ненасыщенном растворе, и служат источником органиче ского вещества, образование которого на поверхности Земли другим путем исключено. Переплетение указанных выше трех процессов услож няет состав и затрудняет классификацию осадочных пород.

В истории формирования осадочных пород различают следующие ста дии: 1) образование осадочного материала (выветривание);

2) перенос;

3) отложение и 4) преобразование осадков и осадочных пород. Послед няя стадия распадается в свою очередь на следующие этапы: а) преобра зование осадочного материала на поверхности осадка (сингенез, или ран ний диагенез, по мнению других авторов);

б) дальнейшее изменение са мого осадка, превращающее его в породу (диагенез, или поздний диа генез);

в) изменение породы (эпигенез).

Выделяются две разновидности эпигенеза: прогрессивный и регрессив ный. Прогрессивный эпигенез происходит при погружении пород в более глубокие горизонты земной коры. Он приводит в конце концов к мета морфизму. Регрессивный эпигенез развивается при поднятии породы к земной поверхности и постепенно сменяется выветриванием.

На каждой из перечисленных стадий в зависимости от условий среды за счет уже имеющихся минералов возникают новые. Во время выветрива ния формируется главным образом обломочный и глинистый материал, который затем, в стадию осаждения, образует основную массу осадков.

Во время переноса осадочного материала в нем могут возникать новые минералы (из-за продолжающегося в пути выветривания обломочных частиц, коагуляции коллоидных растворов и пр.). JI. В. Пустовалов предложил называть их мотогенными. К сожалению, в большинстве слу чаев их очень трудно отличить от минералов другого происхождения.

Новые минералы образуются также на протяжении всех трех последу ющих этапов: сингенетические, диагенетические и эпигенетические мине ралы.

Таким образом, в осадочных породах присутствуют три главные состав ные части.

1. Минералы, существовавшие до образования данной осадочной породы, представленные обломочными зернами и принесенные извне (унаследо ванные минералы). Эти частицы образуются при выветривании материн ских пород и значительно реже представляют собой продукты вулканиче ских извержений.

2. Минералы, образованные химическим путем на различных этапах формирования осадков и пород. К этой группе относятся минералы, фор мирующиеся во время переноса и осаждения осадочного материала (мото генные и седиментационные, или пегнитогенные, минералы), а также минералы, зародившиеся во время преобразования осадков в осадочные породы (сингенетические и диагенетические минералы) или во время даль нейшего существования породы (эпигенетические минералы). Совокуп ность химически выпавших (пегнитогенных), сингенетических и диагене тических минералов можно назвать первичными минералами (аутиген ными) в отличие от вторичных (эпигенетических), возникающих уже не в осадке, а в породе.

При таком подразделении первичным считают период формирования осадка. Все последующие изменения осадочных пород называют вторич ными, более же ранние события (выветривание, перенос и пр.) составляют как бы предысторию осадочных отложений.

3. Остатки растений и животных, обитавших на месте образования осадка или принесенных извне. Они тоже подвергаются существенным видоизменениям во время преобразования осадка и породы.

Типы минералов, слагающих осадочные горные породы, и порождающие их процессы сопоставлены в табл. 1—II.

Характерной особенностью большинства осадочных пород является пластовая форма их залегания. Пластами или слоями называют тела однородные по своему петрографическому составу и четко ограниченные почти параллельными поверхностями от других отложений. Обычно мощ ность пластов значительно меньше (примерно в 1000 раз и более), чем поперечник области их распространения. Каждый пласт представляет собой сильно уплощенное, в конце концов выклинивающееся тело. Неко торые пласты распространены на значительно меньшей площади и по этому отношение их мощности к поперечнику области распространения выражается уже несколько большей дробью: от 1/1000 до 1/100 у линзо видных пластов и более 1/100 у линз. Такие пластовые тела выклини ваются часто в пределах одного обнажения. Линзы, сильно вытянутые в одном направлении, называются шнуровидными телами.

Форма осадочных тел определяется условиями их образования. Так, например, озерные отложения нередко залегают в виде линз или линзо видных пластов. Русловые речные отложения часто слагают шнуровидные тела, а для типично морских пород характерны выдержанные пласты.

Поэтому тщательное изучение формы осадочных тел является необходи мой предпосылкой для определения их генезиса.

Другой характерной особенностью осадочных пород является их слои стость. Под слоистостью обычно понимают наблюдаемое в пределах пластов осадочных пород чередование тонких слойков различного состава и строения. Возникновение слоистости определяется непостоянством Таблица I-II Типы минералов, слагающих осадочные породы, и порождающие их процессы Стадии формирования осадочных Процессы, вызывающие пород, Типы минералов появление минералов Минералы во время в осадке которых возникают минералы Унаследованные Раздробление ранее су- Кварц, полевые шпаты, (обломочные) ществующих пород. При р а з н о о б р а з н ы е т я ж е л ы е ми формировании пирокласти- нералы и пр.

ческих пород — явления в у л канизма Мотогенные Продолжающееся вывет- Выветривание Глинистые минералы, ривание обломочных частиц. и перенос окисные соединения железа, Коагуляция коллоидных иногда кремнезема и соля растворов ные м и н е р а л ы Седимента- Химическое осаждение Осаждение Соляные минералы, к а р ционные из растворов продуктов б о н а т ы C a, MK, к р е м н е з е м, (пегнитоген- химического выветривания о к и с н ы е соединения A l, F e, Первичные (аутигенные) минералы ные) и иногда вулканической Mn и д р.

деятельности Органоген- А р а г о н и т, к а л ь ц и т, фос Осаждение организмами Оплжде?1ие н ы е в виде фаты, кремнезем, разно из растворов карбонатов, о б р а з н ы е о р г а н и ч е с к и е со органи- фосфатов и к р е м н е з е м а. С и н единения тез о р г а н и ч е с к и х соедине ческих ний остатков Окислы, карбонаты и суль Сингенетичес- Сингенез Преобразование частиц фиды ж е л е з а, фосфаты, до кие осадка н а его поверхности ломит Окаменение Диагенез Диагенетичес- Преобразование осадка, Карбонаты и сульфиды находящегося еще в пла- железа, цинка, меди кие стичном с о с т о я н и и, н о у ж е и с в и н ц а, доломит, о п а л, п о к р ы т о г о более м о л о д ы м и халцедон отложениями минералы Вторич ные Эпигенети- Преобразование Эпигенез Кварц, кальцит, доломит ческие И др.

условий отложения осадков. Поэтому наблюдения над ней очень важны для реконструкции физико-географических условий накопления осадков.

Слоистость может быть обусловлена одной из следующих причин или их совокупностью: а) неодинаковой величиной обломочных частиц или размеров кристаллов в соседних слойках;

б) различием их минерального состава;

в) неодинаковой ориентировкой или окраской частиц, слага ющих слойки;

г) неодинаковым количеством и составом органических остатков в смежных слойках.

Различная величина зерен является обычно причиной слоистости обло мочных пород (особенно песчаных и алевритовых). Периодическое измене ние величины отлагающихся зерен обусловливается прежде всего пуль сацией скорости движения среды отложения.

В породах химического происхождения слоистость часто намечается кристаллами различной величины. Слоистость такого рода связана с тем, что выпадающие в разные сезоны минеральные частицы в различной мере подвержены кристаллизации, ж поэтому в породе одни слойки более крупнокристалличны, чем другие. Так, например, летние слойки в пла стах каменной соли обычно сложены значительно более крупными кри сталлами, чем весенние и осенние.

Часто причиной слоистости в разнообразных осадочных породах является различие минерального состава. Так, например, в глауконито вых песчаниках смежные слойки обычно обогащены кварцем или глауко нитом. В других песчаных отложениях слоистость намечается скоплением рудных минералов. Причиной слоистости является также и параллель ное расположение пластинчатых минералов (слюды). Различие минераль ного состава соседних слойков часто сказывается в неодинаковой их окраске. В некоторых случаях, однако, слоистость, выраженная окраской, может быть ложной. Она возникает чаще всего при перемещении в породе железистых растворов.

Наконец, причиной слоистости органических пород может быть перио дическое ускорение и замедление роста организмов (рифовые известняки), различие количества и размеров органических остатков, их ориентировка и неодинаковый видовой состав).

Третьим признаком осадочных пород является их цвет. Окраска осадочных пород, как правило, определяется минералогическим составом, в особенности присутствием железистых соединений и органического вещества;

некоторое значение имеет также зернистость пород.

Окраска железистых соединений определяется в первую очередь сте пенью их окисления. Степень окисленности соединений железа играет значительно большую роль, чем абсолютное количество железа, которое может быть почти одинаково в породах самой разнообразной окраски (фиг. 1-Й). Красные, желтые и коричневые цвета связаны с присутствием окислов железа, голубоватые тона обуславливаются закисными соедине ниями последнего, темно-серый цвет может быть иногда вызван присут ствием мелкораспыленных сернистых соединений железа (гидротроилит, мельниковит), а также различных органических веществ.

Цвет осадков иногда изменяется в процессе формирования пород.

Например, продукты выветривания, окрашенные в красный цвет, часто попадают на дно озерных или морских бассейнов, где из-за разложения органического вещества господствует восстановительная среда. Под ее воз действием красная окраска осадка меняется на голубовато-зеленую.

У многих водных отложений в красноцветных толщах этот голубовато зеленый цвет первичен. Когда такие отложения несколько позднее по падают на сушу, то у них под влиянием выветривания цвет меняется на крас ный. Следовательно, в красноцветных толщах красный цвет может быть как первичным, так и вторичным. Происходящее во время диагенеза, эпигенеза и выветривания изменение цвета носит нередко местный харак тер и захватывает лишь отдельные участки пласта, секущие слоистость.

Такие породы часто характеризуются пятнистой окраской.

Важным фактором, обусловливающим окраску осадочных пород, является наличие органических веществ. При их обилии породы приобре тают темно-серый или даже черный цвет. Из минералов, встречающихся в природе в виде сравнительно крупных частиц и влияющих на окраску пород, следует упомянуть глауконит и хлориты, присутствием которых объясняется иногда зеленая или синевато-зеленая окраска некоторых глин, песчаников и известняков. Обилие обломочных зерен калиевых полевых шпатов придает аркозам красновато-коричневый цвет. Обломки пород и зерна пироксенов или амфиболов, присутствующие в большом количестве в некоторых песчаных породах, окрашивают ее в темно-серый цвет и т. д. Породы, лишенные красящих примесей и состоящие из кварца карбонатов, каолинита, сульфатов и солей, характеризуются белым цветом.

Четвертым характерным признаком осадочных пород является их пори стость. У обломочных пород пористость зависит от степени сортировки частиц, слагающих породу, их формы и взаимного расположения.

Все эти особенности определяются условиями образования осадочного материала и его отложения. Поэтому пористость обломочных пород в значительной мере зависит от генезиса пород. Это было показано б% Фиг. 1-И. Соотношение содержания основных н закнсных соединений железа в гли нистых отложениях различной окраски (по Томлисону).

Глинистые породы: 1 — красные;

г — пурпурные;

3 — эеленые;

4 — черные.

А. П. Феофиловой [1949] на примере каменноугольных пород кольчугин ской свиты Кузбасса. Среди разнообразных песчаников этой свиты наиболее пористыми оказались плохо сортированные русловые отложения. Хорошо сортированные песчаники, образовавшиеся в мелководной части бессейна, характеризовались значительно меньшей величиной пористости в связи с более плотной упаковкой и иной сортировкой обломочных частиц.

Величина пористости существенно изменяется во время диагенеза, эпиге неза и выветривания. При диагенезе и прогрессивном эпигенезе пористость уменьшается благодаря сближению частиц, слагающих породу, и отло жению в порах различных веществ. Особенно резко это проявляется при цементации песчаников. Пористость (общая, или полная) осадочных пород и зависящая от нее их плотность (объемный вес) являются важными свойствами, представляющими интерес для геологов, геофизиков, строи телей и т. д.

Начальная пористость осадков зависит от их гранулометрического состава, степени сортировки и местных условий отложения. Она не остается постоянной, а изменяется по мере развития процесса литогенеза, убывая на протяжении диагенеза, эпигенеза и метаморфизма. Поведение осадочных пород разных классов при этом существенно различно (см. гл. XI).

В процессе выветривания пористость обычно увеличивается за счет частич ного выщелачивания породы. Особенно резко это выражено у карбонатных пород. Величина пористости, наблюдаемая у различных осадочных пород, приведена в табл. 2-, где указан и объемный вес наиболее распростра ненных типов осадочных пород.

Таблица 2- Пределы изменения пористости и объемного веса у неко торых осадочных пород (по Ф. Берчу, Д. Шереру, Г. Спайсеру, 1949, с дополнениями) Объемный вес, % Общая пори Основные породы в состоянии стость, в сухом насыщения % состоянии водой Галечники 1,4-2,0 1,7-2, 20- Пески (в целом) 30-45 1,5—1,8 1,9-2, Пески продуктивной толщи Апшеронского полуострова 33-37 — — Песчаникй (в целом) 1,7-2,7;

2,2-2,7;

5-40;

1,9-2,3* 2,3-2,6 * 10—25 * Песчаники продуктивной толщи Апшерон ского полуострова 20—25 — — Шокшинские песчаники 22—37 — — Глины (в целом) 1,0-2,4;

1,6-2,8;

10-50;

1,3—1,6* 35-50 * 1,8—2,0 * Майкопские глины 1,2-1, — — Флоридиновые глины Закамья 16-39 1,95 — Аргиллиты (в целом) 1,8—2,6 2,0-2, 10- ?

?

Каолины 1,8-2, Лёссы (в целом) 0,7—1, 40—50 1,4—1, Известняки и доломиты (в целом) 1,9-2,7;

0,5-40;

2,2-2,8;

5-15 * 2,2—2,5 * 2,4-2,7 * 1,5-2,2 2,0-2, 15— Диатомит 60-75 0,5-0,6 1, * Наиболее част о встречающиеся пределы.

С пористостью связана и проницаемость. Однако на проницаемость кроме общей пористости породы влияет также морфология поровых про странств, характер их соединения и размер пор. Поэтому проницаемость лишь в общем виде связана с пористостью.

§ 4. КЛАССИФИКАЦИЯ ОСАДОЧНЫХ ПОРОД В настоящее время отсутствует общепринятая классификация осадочных пород. Это объясняется разнообразием процессов, образующих осадочные породы, в связи с чем примерно одни и те же по составу отложения могут возникать несколькими способами.

Одним из наиболее ранних принципов подразделения осадочных отло жений является выделение среди них пород обломочного, органоген ного и химического происхождения. Такая классификация, принимаемая некоторыми исследователями и в наши дни (например, Г. Мильнером), несмотря на кажущуюся согласованность с тремя основными факторами образования осадочных пород (отложением обломочного материала, жизнедеятельностью организмов и осаждением различных соединений из растворов), страдает существенными недостатками, так как одни и те же породы могут попасть в различные группы, например, известняки — в группу обломочных, органических и химических пород. Кроме того, как отмечает М. С. Швецов, неправильность указанной схемы заключается еще в том, что в ней глины попадают в группу обломочных пород. Между тем в глинах очень важную роль играют глинистые минералы, возникшие не в результате раздробления, а путем химического разложения материн ских пород. Этим прежде всего и обусловлены своеобразные свойства глин, резко отличные от свойств обломочных пород.

В отечественной литературе детальная классификация была пред ложена Ф. Ю. Левинсоном-Лессингом [1934]. В ней все осадочные породы подразделяются на три большие группы: 1) протогенные (первичные), 2) дейтерогенные, или обломочные (вторичные), и 3) регенерированные (метаморфизованные), или дейтеросоматические (третичные). Пирокласти ческие породы выделяются Ф. Ю. Левинсоном-Лессингом в особую группу и рассматриваются совместно с магматическими.

Согласно этой классификации одни и те же типы пород, например гли нистые и карбонатные, располагаются в нескольких местах класси фикационной схемы. Неудачны также термины «первичные», «вторичные»

и «третичные» породы, не говоря уже о том, что эти наименования можно спутать с возрастными делениями (третичные породы). Первичные и вто ричные породы в равной мере возникают преимущественно в результате выветривания, и «вторичные» не образуются позднее или за счет преобразо вания «первичных» отложений.

Существенно иная классификация была разработана В. П. Батури ным [1932], в которой автор выделяет пять классов пород с несколькими подклассами: I класс — обломочные (кластические) породы;

II класс — цементированные породы;

III класс — гидрогенные породы с подклассами органогенных пород (IIIa) и химических пород (III б);

IV класс — пиро кластические породы с тремя подклассами;

V класс — динамометаморфи ческие породы. В основу классификации В. П. Батурина положены фазы исходной материи, участвующей в образовании осадков. Основными типа ми поэтому являются породы, образованные за счет скопления твердых продуктов разрушения, и породы, возникающие путем выпадения из истинных и коллоидных растворов, а иногда и из газов (нефть).

Л. В. Пустовалов в своей монографии [1940] исходит из классификации, в сущности близкой к той, которая была предложена В. П. Батуриным.

В основу классификации Л. В. Пустовалов положил теорию дифферен циации осадочного вещества. Положительной чертой классификации Л. В. Пустовалова является стремление выделить породы, возникшие во время эпигенеза, а также группировка пород, возникших в результате механической и химической дифференциации, в определенной последова тельности, в которой (за небольшими исключениями) описываются породы и в настоящей книге. Недостатком рассматриваемой классификации является искусственное разделение глинистых пород между группами пород, возникающих во время механической и химической дифференциа ции.

Из существующих классификаций наиболее удачна предложенная М. С. Швецовым, в которой различаются три крупные группы: 1) обло мочные;

2) глинистые и 3) химические и биохимические отложения.

Перечисленные выше классификации основывались преимущественно на составе пород. Однако этот принцип группировки не является един ственным. Осадочные отложения нужно подразделять, кроме того, по ин тенсивности окаменения, по особенностям их формирования и по струк турно-текстурным признакам.

КЛАССИФИКАЦИЯ ОСАДОЧНЫХ ПОРОД ПО ИХ СОСТАВУ Три главных пути осадконакопления (механический, химический и биохимический) определяют формирование различных осадочных пород.

Однако довольно часто происходит тесное переплетение перечисленных выше процессов, что обусловливает обилие среди осадочных пород сме шанных типов, сложенных примерно в равных пропорциях различными составными частями.

Иногда различные по составу основные типы осадочных пород, напри мер, песчаники, аргиллиты и известняки, объединяются в одну группу из-за наличия в них какой-нибудь важной примеси, не образующей, однако, в других случаях пласты пород. Например, медистые соединения сравнительно часто встречаются в виде примеси в других породах, но не образуют протяженных залежей, сложенных главным образом ими.

Такие породы нужно отличать от смешанных, компоненты которых могут концентрироваться почти в чистом виде, и называть их дочерними. В итоге все осадочные породы необходимо подразделять по составу на следующие три группы: а) основные, б) смешанные и в) дочерние типы.

Классификации, рассмотренные в начале настоящего параграфа, и груп пируют главные типы осадочных пород. Как уже отмечалось, среди них наиболее удачна классификация, предложенная М. С. Швецовым. Пиро кластические породы М. С. Швецов включает в группу обломочных.

Однако из-за своеобразия процессов, образующих обломочный вулкани ческий материал, их удобнее выделять в качестве самостоятельной группы.

Можно различать следующие четыре группы основных типов осадочных пород:

1. Породы пирокластические, образованные при вулканических извер жениях за счет скопления их твердых продуктов (вулканических бомб, пепла и пр.).

2. Породы обломочные, сложенные обломками материнских пород, устоявшими против химического выветривания. Они относительно крупно зернисты (обычно зерна от 0,001 мм и более) и в большей своей части представлены наиболее устойчивыми минералами, в первую очередь кварцем.

3. Породы глинистые, состоящие из продуктов химического разрушения материнских минералов, обычно уже в области сноса перешедших в новые минеральные виды, свойственные значительно более тонкой, часто кол лоидной фазе рассеяния вещества.

4. Породы химические и биохимические, образованные продуктами химического разрушения материнских пород, перешедшими не только в коллоидные, но и в истинные растворы. Выпадение их из растворов происходит химическим путем или при прямом, либо косвенном участии организмов.

5. Каустобиолиты, образованные в основном за счет содержащихся в атмосфере и гидросфере углерода, водорода, кислорода и азота.

В каждой из этих групп породы подразделяют на более мелкие категории исходя из различных признаков. Обломочные и пирокластические породы классифицируются по величине слагающих их обломков нагрубообло Таблица 3- Схема классификации осадочных пород химического и органического происхождения Преобладающий способ образо Группы пород Преобладающий состав Основные типы пород вания Скопление и преобразование органиче Угли, горючие.сланцы Углистые У г л е р о д, водород, к и с л о р о д с к и х веществ Н а к о п л е н и е в коре выветривания, оса Аллитовые (алюминистые) Латериты, бокситы Гидраты окиси алюминия ж д е н и е и з растворов То ж е Железистые Окислы, их гидраты, карбонаты, суль- Окисные и сернистые породы, сидериты фиды ж е л е з а »

Марганцовистые Окислы,, и х гидраты, карбонаты мар- Окисные и карбонатные породы ганца Накопление органических остатков, Кремнистые Окиси кремния Диатомиты, трепелы, спонголиты, опоки, о с а ж д е н и е из растворов кремни, яшмы и кремнистые сланцы Осаждение и з растворов, накопление Желвакообразные и пластовые фосфо Фосфоритовые Фосфаты кальция органических остатков риты Накопление органических остатков, Карбонатные Известняки, доломиты, мергели К а р б о н а т ы кальция и магния осаждение из растворов, скопление обломков более д р е в н и х карбонатных по род Химическое о с а ж д е н и е из раотворов Хлористые и сернокислые с о е д и н е н и я Гипсы, ангидриты, каменная соль, ка Соляные кальция, н а т р и я, магния и калия лийно-магнезильные породы мочные, песчаные и алевритовые разновидности. Глинистые породы под разделяются по составу глинистых минералов, а размер частиц как клас сификационный признак приобретает уже второстепенное значение.

В породах химического и биохимического происхождения решающим признаком является также их химико-минералогический состав (табл. 3-).

В связи с тем, что эти отложения возникают обычно в результате осаждения определенных соединений из растворов, они образуют определенный ряд — от наименее растворимых алюминистых (аллитовых) пород до легко раство римых солей.

Неодинаково оценивается положение в этом ряду каустобиолитов.

JI. В. Пустовалов, впервые предложивший рассматривать породы в данной последовательности, описывал каустобиолиты после соляных пород. Этой же точки зрения придерживается М. С. Швецов. Однако в природе наблю дается теснейшая связь углей с глинистыми и иногда с аллитовыми поро дами.

Поэтому угли, так же как и горючие сланцы, как нам представляется, наиболее правильно располагать не в конце, а в начале рассматриваемого ряда.

Битумы, в том числе нефти и газы, не образуют самостоятельных тел и лишь заполняют поры или трещины в других породах, поэтому их нужно рассматривать особо вне главных типов пород химического и органического происхождения.

Все породы данной группы, за исключением каустобиолитов, могут воз никать в результате накопления продуктов химического выветривания.

Однако способы их отложения различны. Некоторые типы пород возникают на месте глубокого преобразования материнских минералов. Другие оса дочные породы образуются вне области выветривания, при осаждении разнообразных соединений из истинных растворов. Наконец, осаждение из коллоидных растворов также приводит к накоплению определенных осадочных образований.

Граница между породами химического и органического происхождения, с одной стороны, и глинистыми породами, с другой стороны, очень условна.

Существуют все переходы от углей к глинам. Тесно связаны также гли нистые и алюминиевые породы. Первичные каолины, представляющие собой образования коры выветривания, по существу, являются типичными породами химического происхождения. Однако они обычно рассматри ваются совместно с глинами, так как неразрывно связаны с ними. Бок ситы же, возникающие за счет выноса глинозема из латеритных кор вы ветривания, рассматриваются в группе пород химического происхождения.

Пирокластические, обломочные, глинистые и хемогенно-органогенные породы представляют собой, по существу, звенья одного непрерывного ряда. Действительно, пирокластические породы теснейшим образом связаны с обломочными, которые постепенно переходят в глинистые. Последние через промежуточные типы сменяются породами химического и органиче ского происхождения.

Компоненты основных типов осадочных пород (за исключением тех, по которым выделяют дочерние породы) могут образовывать почти чистые скопления или встречаются в виде примеси в других породах. Например, песчаные частицы слагают песчаники, но в виде примеси встречаются в грубообломочных, глинистых, карбонатных и других породах. Эта осо бенность составных частей осадочных отложений поясняется на фиг. 2-.

Место углистых пород в ней находится среди глинистых и алюминистых, с которыми они генетически связаны, а не после соляных пород, где их обычно помещают в учебниках петрографии осадочных пород. Из приве денной схемы, кроме того, видно обилие смешанных типов осадочных пород.

В современной литературе нет ясности в вопросе о необходимости выделения смешанных пород к а к определенных самостоятельных типов.

Некоторые петрографы склоняются к мысли о нецелесообразности выде л е н и я смешанных пород и причисляют их к соответствующим «чистым»

I. Глабные типы пород II.Дочерние породы Фиг. 2-. Распространение в осадочных породах их составных частей.

породам. Н а п р и м е р, М. С. Швецов [1948] вместо мергелей говорит о гли нистых известняках или известковых г л и н а х, относя породу к известня кам или к глинам в зависимости от преобладания какого-либо компонента.

G этой точкой зрения трудно согласиться. Смешанные породы обладают заметно иными свойствами по сравнению с соответствующими «чистыми»

разностями и образуются в существенно отличных у с л о в и я х. Поэтому у к а з а н н о е выше разделение я в л я е т с я искусственным: оно не оправдано н и теоретическими, ни тем более практическими соображениями. Наоборот, многолетняя геологическая практика показывает необходимость существо вания таких понятий, как мергели, суглинки, супеси и др. Несомненно, что выделение и изучение их имеет значение и для понимания геологи ческой истории соответствующих районов.

КЛАССИФИКАЦИЯ ОСАДОЧНЫХ ОТЛОЖЕНИЙ ПО ИНТЕНСИВНОСТИ ПРОЦЕССОВ ОКАМЕНЕНИЯ Среди осадочных отложений, как известно, различают осадки и осадоч ные породы. Степень уплотнения и цементации последних может быть весьма разнообразной. Поэтому между осадками и осадочными породами нужно выделять еще переходные разновидности. Это имеет в особенности большое значение для обломочных и глинистых отложений, классификация которых с данной точки зрения и рассматривается ниже.

Примерами обломочных осадков являются гравий, галечники, пески и алевриты. Представителями глинистых осадков служат илы. Поэтому нельзя термин «ил» применять для обозначения частиц определенного размера, как это делают в некоторых классификациях. Осадки характери зуются обособленностью слагающих их частиц, в связи с этим они текучие или рыхлые и не образуют вертикальных стенок.

Другой четко ограниченной категорией являются породы. Они, как из вестно, характеризуются тем, что слагающие их частицы соединены между собой. Поэтому породы дают стенки и часто обладают значительной проч ностью. Представителями обломочных пород являются конгломераты;

песчаники, алевролиты, а среди глин — аргиллиты.

Изучение обломочных и глинистых отложений свидетельствует, однако, о необходимости выделения между двумя охарактеризованными выше типами еще двух промежуточных разностей. Их можно назвать уплот ненными осадками (очень слабо цементированными породами) и слабо цементированными породами. Подобные породы сложены слабо связан ными между собой частицами. Кроме того, часто выделяются разновидности осадочных пород, переходные уже к метаморфическим образованиям.

Следовательно, нужно различать, не считая осадков, всего четыре типа пород. Необходимость выделения четырех типов осадочных пород, как было уже показано автором [Рухин, 1956а], вытекает из рассмотрения особенностей эпигенеза.

Первое подразделение осадочных пород по степени преобразованности было предложено сотрудниками ВСЕГЕИ (Е. П. Брунс и др., 1941).

Краткая характеристика осадков и четырех типов обломочных пород, выделенных по степени их уплотнения, приведена в табл. 4-И. При рассмотрении этой таблицы необходимо иметь в виду, что интенсивность преобразования осадочных пород возрастает по мере увеличения их мелко зернистости. Поэтому глинистые породы по степени их преобразования обычно «обгоняют» обломочные отложения, что вынуждает применять к ним несколько иную терминологию.

КЛАССИФИКАЦИЯ ОСАДОЧНЫХ ПОРОД ПО ОСОБЕННОСТЯМ ИХ ФОРМИРОВАНИЯ Осадочные породы имеют свою предысторию. Большинству из них предшествует образование осадочного материала во время выветривания, его перенос и отложение. Такие породы следует называть первичными.

Однако некоторые из осадочных пород возникают непосредственно в коре выветривания. Поэтому слагающие их соединения не переносились и не образовывали осадков в обычном понимании этого слова. Стадию осадка Таблица 4- Классификация обломочных отложений по степени их преобразования во время окаменения Группы осадочных отложений Очень слабо Осадки Свойства Плотные (прочно Слабо метаморфизован цементированные Слабо цементированные цементированные) ные породы (уплотненные породы породы осадки) Плотные породы. Р у к а м и Очень плотные породы.

Уплотненные породы. Ч а Сыпучи и л и текучи Обладают некоторой проч Степень связности не разламываются, в воде Начальные п р и з н а к и про стично растираются м е ж д у и з - з а отсутствия ностью, поэтому о б р а з у ю т не размокают, при у д а р е явления метаморфизма.

пальцами, н о еще легко связности частиц вертикальные стенки. При легко распа- острым концом молотка П р и ударе д а ж е острым распадаются на слагающие воздействии о б р а з у е т с я заметнее у г л у - концом молотка остается частицы при выветривании.

даются на слагающие ча бление лишь незначительное у г л у П р и у д а р е тупым концом стицы. Разламываются бление молотка образуется незна и растираются м е ж д у паль чительное у г л у б л е н и е цами. П р и у д а р е тупым концом молотка о б р а з у е т с я значительное у г л у б л е н и е Конгломераты Слабо метаморфизованные Слабо цементированные Очень слабо цементиро Грубообломочные Галечники конгломераты ванные конгломераты конгломераты отложения (уплотненные пески) Плотные песчаники Очень плотные песчаники Песчаные о т л о ж е - Очень слабо цементиро- Слабо цементированные Пески ванные песчаники (уплот- песчаники ния ненные галечники) Илы Сланцеватые аргиллиты Уплотненные глины (слабо Аргиллиты (прочно цемен Глинистые Пластичные глины (су суглинки тированные суглинки и с у - (слабо метаморфизованные цементированные отложения глинки, супеси) суглинистые и супесчаные и супеси) песи) породы) не проходили также вторичные породы, сформировавшиеся путем изменения других осадочных отложений. Поэтому осадочные породы в зависимости от особенностей их образования нужно делить на следующие три группы:

а) породы кор выветривания, или остаточные породы, б) собственно оса дочные породы (первичные породы) и в) породы замещения (вторичные породы).

Породы кор выветривания своеобразны. Во время их образования обычно не возникает слоистость, среди них присутствуют минералы, которые не встречаются в других разновидностях осадочных пород.

Первичные породы встречаются чаще всего. Они формируются непосред ственно из осадков. Вторичные возникают за счет изменения уже сформи рованных осадочных пород, часто существенно иного состава. Например, первичные известняки возникают за счет уплотнения и перекристаллиза ции известкового ила, вторичные же известняки — за счет изменения доло митов, сульфатных или пирокластических пород.

В группе пород химического и биохимического происхождения частота образования вторичных пород уменьшается по мере снижений раствори мости породообразующих минералов. Вторичные изменения имеют наибо лее широкое распространение среди соляных отложений, обычны среди карбонатных и встречаются реже по мере перехода к алюминистым поро дам. Исключением являются лишь железистые и марганцовистые породы, которые часто бывают вторичными, возникшими в результате процессов окисления.

Многие соляные породы, вероятно, неоднократно изменяли свой мине ральный состав. Так, например, при опускании земной коры гипсы переходили в ангидриты, последние при поднятии к земной поверхности снова превращались в гипсы и т. д.

Следовательно, для того, чтобы разносторонне охарактеризовать система тическое положение данной породы, необходимо прежде всего изучить ее состав и на этом основании определить ее принадлежность к пиро клйстическим, обломочным, глинистым или хемогенно-органогенным по родам, а также отнести ее к группе основных, смешанных или дочерних пород. Затем необходимо указать степень ее окаменения и определить, является ли она по условиям формирования породой коры выветривания, собственно осадочной породой или породой замещения.

ПОНЯТИЕ О С Т Р У К Т У Р Н Ы Х И ТЕКСТУРНЫХ КЛАССИФИКАЦИЯХ Существенное значение для еще более дробного подразделения каждого типа осадочных пород имеют их структурные текстурные особенности.

Под структурой, или строением, горных пород понимается совокупность признаков породы, определяемых размером, формой и ролью различных составных частей. Например, в обломочных породах структура определя ется размером и формой слагающих их обломков, а также относительным количеством цемента и зерен различной величины. В органогенных поро дах структура зависит от характера органических остатков, их размера и формы и от количества цементирующего их материала, степени его раскристаллизованности и т. д.

Структура пород обычно изучается под микроскопом в шлифах.

При макроскопическом изучении следует прежде всего различать два типа структур: афанитовые, когда частицы, слагающие осадочные поро ды, не различимы невооруженным глазом, и яснозернистые (или яснообло мочные). Другие виды структур будут рассмотрены ниже при описании различных типов осадочных пород.

Текстурой именуют пространственное размещение составных частей породы и их взаимное расположение. Типичными текстурными признаками являются слоистость, ориентировка частиц и органических остатков.* Некоторые текстурные особенности (например, очень тонкая слоистость) могут быть установлены только под микроскопом. В подобных случаях следует говорить соответственно о микротекстуре.

При употреблении терминов структура и текстура необходимо отдавать себе отчет, к какому объекту они применяются. Например, гальки высту пают как структурный элемент в конгломерате, но как обломки опреде ленных пород они обладают своей текстурой. Слойки являются текстур ными признаками породы, но одновременно как элемент строения осадоч ных пластов они являются их структурным признаком. Поэтому один и тот же признак может быть структурным или текстурным, в зависи мости от того, по отношению к какому объекту он рассматривается.

РАСПРОСТРАНЕНИЕ И СОСТАВ ОСАДОЧНЫХ ПОРОД § Осадочные породы, по данным А. Б. Ронова [1967], составляют около 10% объема земной коры. Средняя мощность стратисферы равна 1,8 км.

Общий объем осадочной оболочки Земли, без учета вулканогенных толщ, Фиг. 3 -. Схема строения земной коры и делении ее на оболочки.

Цифры на рисунке указывают объемы оболочек, млн. км 3. 1 — осадочная оболочка;

2 — «гранитная» оболочка;

3 — «базальтовая» оболочка.

800 млн. км3. Как отмечает А. Б. Ронов, в пределах материков около 75% объема всех осадочных пород приурочены к геосинклинальным об ластям, где их мощность достигает 10 км и более (фиг. 3-).

Среди осадочных пород наиболее широко распространены глинистые, песчано-алевритовые и карбонатные породы. Эти три группы составляют * В английской геологической литературе термины «структура» и «текстура»

понимаются и противоположном смысле.

не менее 95—99% от общей массы осадочных пород. А. Б. Ронов рассма тривает соотношения глинистых, песчаных, карбонатных и вулканогенных пород для платформенных и геосинклинальных районов и проводит сравне ние с современными и океаническими осадками. Соотношение главных групп осадочных пород и современных, осадков по А. Б. Ронову и А. А. Ярошевскому [1967], следующее (%):

На платформах Пески 23, Глины 49, Карбонаты 21, Эвапориты (доломиты 50%, сульфаты —25%, соли — 25%).. 2, Эффузивы 3, В геосинклиналях Пески 18, Глины л глинистые сланцы 39, Карбонаты 16, Эвапориты (доломиты — 50%, сульфаты — 25%, соли — 25%).. 0, Эффузивы 25, Современные океанические осадки Терригепные 7, Известковые 41, Кремнистые 17, Красные глубоководные глины 31, Вулканогенные 3, А. Б. Ронов приводит также данные химического состава осадочной толщи для геосинклиналей.

Вес. % SiO 2 56, TiO 2 0, Al 2 O 3 15, Fe 2 O 3 3, FeO 3, MnO 0, MgO 3, CaO 5, Na 2 O 2, K2O 2, P2O6 0, ^opr 0, CO2 2, S 0, Cl 0, H2O 3, Об. % Кислые эффузивы 2, Пески 21, Глины и глинистые сланцы 44, Карбонаты 5, Эвапориты 0, Основные эффузивы В целом в осадочных породах содержатся те же элементы, чтои в извер женных (фиг. 4-). Это главным образом элементы с небольшим порядко вым номером. Наиболее близки по химическому составу к изверженным породам глинистые отложения.

Распределение элементов в космосе отличается от распределения, свойственного горным породам, резким преобладанием водорода и гелия и значительно меньшим содержанием всех других элементов. Обращает на себя внимание также значительно более равномерное содержание 4 Л. Б. Р у х и и.

ItdtfiSHeHUt jfltMfmdl, г/, Таблица S-II Содержание различных элементов в космосе, океанах, в изверженных и главных типах осадочных пород (по данным Грина) Растворен Содер Извержен- Глинистые Песчаные ные в океа Космос жание, Известняки ные породы породы нах соли породы zjm и газы н, He 100 ООО О, Si О, Si О, Si О, Ca1 С Al, Fe, Ca, 100 0 0 0 Al, Fe, К, A l, Ca, С, К Mg, Si Cl 10 000 Na, К, Mg Ca, Mg, С Ne, О, N 10 000— Ti, Р, Mn Na 1 Ti, S Al 1 Fe, К, Fe, Mg, N a, Na, Mg 1000 S S 1000-100 С, Ре, Si, F 1 S 1 R b, С, Р, Cr, Mn, Sr, Mn, Na, Ti, Р, R b, S, Ca, К, CO 2 (газ) Mg, А Cl, Sr, Ba, F, Ba, В. F, Cl, P 1 Ba Cr, Ba Zr, Cr, V R b. Cu, Sr, Zr, У 100—10 Ca, Li, Ce, S 1 N i, Ca, Ni, Cu, W, В, Sr, Ce, V, Zn, Li 1 Cu, Br, С (неорг.), Zn, Sn, Y, Li, N, Sn, A l, Na Pb, La, Li, V, P b О (газ) Ni, Nb, Nd, Zn, Pr, Ce, Zn Pb, La, Th Nb, Со, La, Nd, Y, Pb, Mo, Th 1 Ga Cr, Mn, Р, Cs, Ge, Sm, Со, Cs, Ge, Ga, В, Cr, S i O s, В, Si, Ni, Ga, Th, Со, к, Ti, С (орг.), Gd, A s, HI, Sc, Sm, Gd, Ge,, U, U, Th Cl Dy, U, В, Pr, As, Dy, Al, P Sb So, "Vb, Er, Be, Sb, HI, Yb, Er, Та, Ta, B e, Br, W, U, Ho, Tl, Н о, Eu, Eu, Bi Sb Cu, Zn, Zr, Tb, Lu, H g, Tb, Se, Tl, Tl, Sc, Sm, Lu, J, A g А (газ), Ge, V J, T m, Bi, Cd, H g, Br, A g, In, B i, N (нитрат), N (орг.), Cd, In, Ag Tm Hg R b, L, P (фосф.) F, Br, As, Se, А, Pd Au Ba, J, Se, Hg W, Sn, Rb, N (нитриты), Sr, Sc, Se, N" (аммоний), Y, Li, Ga As (арсени ты), Fe (взвесь), P (орг.), Zn, Cu, Mn Mo, N d, Ba, Au, Pt. He, Jn, Ag, R e, R e, R a, Cl, Au, R a, Be, P b, Sn, Cs, P b, D y, Ce, Те, Jr, Re, Ra Mn, Со, Re 1 Ce, Со, La, U, Se, Mo, La, P t, Er, Rh, Ne, Ra, Ga, N i, Th Cd, S u N i, R b, Sc, Y b, Gd, HI, Pa, Po, Ac Ce, V, La, Sm, Y Cd, В, R u,, A g, Bi, Ag, J, Os, Со, H g, Sc, Cs j S m, Be, A u, Н е (газ), Pel, Th, Pr, Ne (газ), Sb, Н о, Lu, Fe (раствор), То, Eh, N b, R a 1 Ge, T i, Ir, T m, Та, W 1 Cd 1 Cr, Eu, Au, In, T l, Sb, Zr, Tl, Те, R e, Pt U, Bi, H g, R a, Pa, Po, Ac, R n 4* Продолжение табл. 5- Растворен Содер- Песчаные ные в океа Извержен- Глинистые жание, Космос Известняки породы нах соли ные нороды породы г/т. и газы Нет А, Ac, As, Ac, At, Be, A t, Fr, Kr, А, Ac, As, A t, Fr, Н, А, Ac, At, A t, Br, Cs, данных At, Bi, Br, Dy, Er, Eu, P m, Tc, X e Kr, Os, P m, А н, Cl, Fr, Cu, D y, Er, Cd, Cs, Dy, Er, Gd, Н, R n, Ru, Tc,, Не, J, Eu, F 1 Fr, Er, Eu, Fr, H f, Но, Jn, Xe Ir, Kr, Lu, Gd, Н, Н е, Gd, Ge,, Ir, Kr, Lu, Mo,, Ne, Hf, Н о, J, He, H f, Но, N b, Nd, Os, Os, P a, Pd, Ir, Kr, Lu, In, Ir, Kr, Pa, Pd, Po, P m, Po, Pt, Mo,, Nb, Mo,, Nb, Pm, Pr, Re, Rh, Rn, Ru, Ne, Nd, Os, N d, Ne, Os, R h, R n, Ru, Tc, Те, Xe P a, Pd, P m, Pa, Pr, Pd, Sin, Та, Tb, Po, Pr, P t, Pm, Po, Pt, Tc, Те, Tm, Rh, Rn, Ru, R e, R h, Rn, Xe, Yb Se, Та, Tb, Ru, Sb, Sn, Tc Те, Tm, Та, Tb, Tc, W, X e, Yb, Те, Ti, T l, Zr Tm, W, X e, Yb, Zr в космосе различных элементов по сравнению с осадочными породами.

Особенно выделяются песчаные и карбонатные породы, для которых кривая частоты встречаемости элементов характеризуется весьма большой амплитудой изменения значений по сравнению с кривой для космического распределения.


В табл. 5- элементы космоса, изверженных и осадочных пород сгруп пированы в декады по степени распространенности.

В изверженных горных породах резко преобладают кислород и кремний, количество которых превосходит 100 кг1т. Эти же два элемента резко преобладают в глинистых и песчаных породах. В известняках же после кислорода на втором месте стоит кальций и на третьем — углерод.

Следующая группа элементов, распространенных в изверженных породах, состоит из алюминия, железа, кальция, натрия, калия и магния. Эти же элементы, за исключением натрия, входят в таком же количестве от до 10 кг/т и в состав глинистых пород. В песчаниках в этом количестве встречаются лишь алюминий, кальций, углерод и калий, а в известняках лишь магний и кремний. Еще более различен порядок содержания менее распространенных элементов.

В табл. 6- приводится сопоставление среднего элементарного состава осадочных пород с почвами и организмами.

Сравнение приведенных в табл. 6- данных для земной коры и почв дает известное указаЦие на поведение элементов в почвах. А. П. Вино градов отмечает вынос из почв натрия и редких щелочей, хлора, стронция, а также части кальция. В почвах накапливаются фосфор, сера, азот, кремний, углерод и в особенности йод, бор и бром. Содержание элементов семейства железа в современных почвах меньше его среднего содержания в породах в 1,1—1,5 раза.

Большое влияние на распределение в зоне осадкообразования различных химических элементов оказывает жизнедеятельность организмов. В телах организмов происходят такие реакции, которые не бывают за их пре делами (например, разложение CO 2 под действием солнечных лучей).

Химический состав организмов весьма разнообразен. В них присутствует в том или ином количестве большая часть известных нам в настоящее время элементов.

В. И. Вернадский [1934], а затем А. П. Виноградов (1935) впервые охарактеризовали общий химический состав живого вещества.

Таблица 6- Средний элементарный химический состав осадочных пород земной коры, почв и организмов (по А. Е. Ферсману, 1934;

А. П. Виноградову, 1950) Содержание, вес. % Номера Элементы элементов Земная Осадочные Организмы Почвы кора породы 8, 0, 1 H — водород 0,01 18, 2, С — углерод 2, 49,4 70, 49, О — кислород.... 49, 2,6 0, 0,82 0, Na — натрий 0,6 0, 2, 1, Mg—магний 0, Al—алюминий.... 8, 6,93 7, Si—кремний 33,0 0, 27, 27, 0, 0, Р—фосфор 0,06 0, S — сера 0, 0,22 0,05 0, 1,36 0, К—калий 2, 19 2, 1, Ca—кальций.... 3,82 3,5 0, 1,10- Ti — титан 0,34 0,6 0, Fe — железо 3,90 5,0 3,8 0, Кроме водорода, кислорода, углерода, азота и кальция, постоянно присутствующих в живом веществе в количестве более 1%, в одних орга низмах в значительном количестве встречаются Li, В, F, Si, Al, Р, Mg, S, Cl, К, V, Mn, Fe, Go, Cu, Zn, As, Br, Sr, J и Ba, в других — содержание этих элементов очень невелико. Поэтому химический состав является часто родовым или видовым признаком.

А. П. Виноградов различает два типа концентрации химических эле ментов: 1) массовое повышение содержания данного химического элемента в организмах, обитающих в среде, обогащенной этим элементом (например, железом или бором в вулканических районах), и 2) специфическую кон центрацию того или иного элемента определенными видами или родами без ясно выраженной зависимости от химического состава окружающей среды (например, концентрация йода морскими водорослями).

Согласно В. И. Вернадскому [1934], в морских организмах содержание некоторых элементов возрастает по сравнению с окружающей водой следу ющим образом: фтора, бора, калия, серы — в десятки раз;

меди и йода — в десятки тысяч раз;

цинка и марганца — в сотни тысяч раз.

Благодаря концентрирующей деятельности растений зола некоторых каменных углей может рассматриваться как руда на редкие элементы, особенно на германий, галлий, кобальт и никель. Содержание редких и рассеянных элементов в тканях некоторых современных растений, растущих над рудными телами, иногда может служить поисковым при знаком на эти руды, отражая контуры рудного тела (фиг. 5-).

В состав органического вещества входят в общем те же элементы, что и в состав горных пород. Отличия выражаются в присутствии в организмах значительного количества водорода, азота, углерода и некоторых других элементов.

Общая масса современных организмов по расчетам В. И. Вернадского равна · IO14 те, что примерно составляет 0,001% от веса всей земной коры.

Большая часть живого вещества сосредоточена в океане главным образом в виде планктона. На суше, по данным А. П. Виноградова, наибольшей массой обладает древесная растительность, второе место занимает травя нистая растительность (не более 20% от массы леса), затем идет живое вещество почв и, наконец, животный мир.

А. П. Виноградовым произведена также сравнительная характери стика химического состава современных животных и растений различных систематических групп (фиг. 6-). Оказалось, что чем проще организация животных и растений, тем разнообразнее их химический состав. Высоко организованные растения и позвоночные животные значительно более однообразны по своему химическому составу.

Эволюция форм, ассимилирующих кремний, остановилась на типах губок, а у растений на злаках. Таким образом, кремневый скелет остался принадлежностью организмов, стоящих на низкой ступени развития.

Организмы, использующие кальций и фосфаты, продолжали развиваться далее, давая все более и более высокоорганизованные формы. В итоге, 800 м О WO 200 300 400 Ф и г. 5 -. Кривая с о д е р ж а н и я м о л и б д е н а в р а с т е н и я х, собранных вкрест про стирания молибденовой ж и л ы (по Л. П. Виноградову).

J — пробы;

2 — осредненное содержание молибдена.

в составе тканей позвоночных животных и наиболее высокоорганизованных растений кроме углерода, водорода и кислорода, которые содержатся решительно во всех организмах, встречаются в заметном количестве почти исключительно только кальций, азот и фосфор.

Химический состав известковых раковин и других скелетных образо ваний различных беспозвоночных приведен в табл. 7-. Карбонатные скелетные образования слагаются большей частью кальцитом и арагонитом.

Однако арагонит вследствие неустойчивости редко сохраняется в ископа емом состоянии. Я. В. Самойлов и JI. В. Пустовалов [1926] показали, что магний, входящий в состав многих скелетов, присутствует в виде доломита, а не магнезита.

Все организмы, интенсивно накапливающие известь, приурочены к тропическому мелководью. В этих же условиях, как показал А. П. Ви ноградов, в карбонатных раковинах и других скелетных элементах наи более велико содержание MgCO3.

Морские формы, переходя в опресненные и солоноватоводные бассейны, часто меняют известковую раковину на органическую — хитиновую или агглютинированную (песчаную). Аналогичные изменения наблю даются иногда и по мере перехода в глубоководные зоны моря. Это обычно отчетливо заметно у фораминифер, среди которых известны явления изоморфизма состава скелетных образований. Такие явления заключаются в том, что совершенно одинаковые формы благодаря различию условий обитания имеют разный по составу скелет. Изменение состава скелетных образований ho мере перехода в опресненные бассейны кроме фораминифер наблюдается также у мшанок (пресноводные мшанки обладают хитиновыми скелетными образованиями) и губок (известковые губки не живут в пресных водах). У морских моллюсков в солоноватоводных и опресненных водах в раковинах уменьшается содержание CaCO3 и увеличивается относительное количество конхиолина.

Фиг. C-IГ. Химический состав различных групп организмов (по. П. Виноградову).

Большой интерес вызывает отсутствие у древнейших организмов из вестковых скелетных элементов. А. П. Виноградов объясняет это большим количеством CO 2 в атмосфере прошлого. По этой причине морские воды не были насыщены известью, что затрудняло ее накопление морскими животными, но не мешало, а может быть даже благоприятствовало нако плению CaCO8 в тканях водорослей, так как они потребляли из воды не только CO2, но CO3 и HCO 3, переводя бикарбонат кальция в CaCO3.

Таблица 7- Химический состав (%) карбонатных скелетных образований различных современных беспозвоночных и растений (по JI. В. Пустовалову, 1940) Класс CaCO 3 MgCO3 CaSO 4 (Al, Fe) 2 0 Ca 3 P 2 O 8 SiO Пелециподы 98,74—99,87 0,00-1,00 Следы—0,40 0,00—0,36 0,04-0, Мадрепоровые Следы 97,57—99,95 0,09—1,11 0,00—0,21 0,00—1,25 0,00—0, Гидроиды »

0,22-1, 96,77—99,63 0,06-1,80 0,02—0,24 0,05-0, Гастроподы 0,00—1, 96,84—99,95 0,00—0,20 Следы — 0,85 0,00—2,19 0,04—1, Морские желуди 0,75—2, 95,53—97,73 0,00—0,77 0,03—2,12 0,15—0, — Головоногие Следы 93,76—99,50 0,16-6,02 0,00-0,19 0,06-0, — Брахиоподы известковые Следы — 0, 88,59—98,61 0,49—8,63 0,36—1,72 0,06—0,52 0,04—0, Аннелидьт Следы—0, 0,00—9, 89,66-91,55 Следы —0,99 0 Мшанки 1,32-2, 63,29—96,60 0,63—11,08 Следы —2,68 0,18—16,71 0,12-2, Фораминиферы Следы 77,02—90,11 Следы — 15, 1,79—12,55 0 Следы —4, Морские лилии Следы — 1, 7,91—13,74 0,00—1, 83,13—91,55 0,02—5,73 0,08—1, Морские ежи Следы—2, 77,91—93,13 5,41—13,79 Следы —1,85 0,05—9,93 0,14—5, Губки известковые Следы — 5, 71,14—84,96 0 ?—9, 4,61 — 14,10 Следы —7, Морские звезды.. 1,84 0,21—0,78 0,12—0, 0,03—8, 83,42—91,06 7,79—14, Офиуры Следы—1, Следы — 4,17 0,11—3, 79,37—92,70 6,61 — 14,95 0,00—2, Альционарпи Следы — 8,57 Следы—1, 72,99—98,93 Следы —5, 0,35—16,90 0,00—1, Водоросли известковые 0,01—1, 73,63—99,21 10,93—25,17 0,03—1,39 Следы—0,43 0,02—2, Ракообразные Следы —5, 28,56-82,64 4,80—15,99 8,68—27,44 0,06—8, 0,00—3, Брахиоподы фосфатовые...... 2,93-8,57 0,29—1, 0,79-6,68 74,23—91, 1,18—8,35 0,50—0, ЛИТЕРА ТУРА Б а т у р и н В. П. Справочное руководство по петрографии осадочных пород.


I изд., М. - Л., 1932.

Б е ч., Ill е е Д.. С а й с е Г. Справочник для геологов по физическим константам. ИЛ, 1949.

В а с с о е в и ч Н. Б. Текстуры осадочных пород. Справ, руководство по петро графии осадочных пород. Т. 1. Гостоптехиздат, 1958.

В е р н а д с к и й В. И. Очерки геохимии. Госгеонефтеиздат, 1934.

В и н о г р а д о в А. П. Химический элементарный состав организмов моря.

Тр. биогеохим. лаб. АН СССР, т. 3, 4 и 6, 1935—1944.

В и н о г р а д о в А. П. Биогеохимические провинции. Тр. юб. сессии, поев, сто летию со дня рожд. Докучаева. Изд. АН СССР, 1946.

В и н о г р а д о в А. П. Геохимия редких и рассеянных элементов в почвах.

Изд. АН СССР, 1950.

В и ш н я к о в С. Г. Карбонатные породы и полевые исследования их пригодности для известковых почв. ОНТИ, 1933.

Г е й с л е. II. К вопросу о структурной классификации обломочных пород.

Литол. сб., вып. 2, 1948.

З а в а р и ц к и й А. Н. Введение в петрографию осадочных пород. О Н Т И, 1932.

И в а н о в а 3. А., Л о м о т ь К. И. Схема классификации песчано-алевритовых пород. В сб. Геология и геохимия, 1 (VII). Гостоптехиздат, 1957.

Л е в и н с о н - Л е с с и н г Ф. Ю. Петрография. 3-е изд., ОНТИ, 1934.

М у р а т о в М. В. К вопросу о рациональной классификации карбонатных пород.

Сов. геология, № И, 1940.

О о и и В. В. Физические и химические свойства грунтов. Госшосдор, 1937.

П у с т о в а л о в Л. В. О классификации и номенклатуре глинисто-алевритовых песчаных пород. В сб., поев. 50-летию науч. деятельности В. И. Вернадского, т. 2. Изд. АН СССР, 1936.

П у с т о в а л о в Л. В. Петрография осадочных пород. Т. II. Гостоптехиздат, 1940.

П у с т о в а л о в Л. В. Об основных принципах классификации осадочных горных пород. Уч. зап. ЛГУ, № 310, 1962.

Р о н о в А. Б., Я о ш е в с к и й А. А. Химическое строение земной коры.

Геохимия, № И, Наука, 1967.

P у и н Л. Б. Классификация смешанных осадочных пород. Вест. ЛГУ, № 12, 1956а.

P у х и н Л. Б. О некоторых закономерностях эпигенеза. Вопросы минералогии осадочных образований. Кн. 3—4, Львов, 19566.

P у и н Л. Б. К вопросу о классификации обломочных частиц и слагаемых ими пород. Вест. ЛГУ, № 24, 1956в.

С а м о й л о в Я. В., П у с т о в а л о в Л. В. К литологии карбонатных осадоч ных пород. Тр. Ин-та нрикладн. минералогии, вып. 26, 1920.

Ф е р с м а н А. Е. Геохимия. Т. 1 и 2. 1934.

Ф е о ф и л о в а А. П. К характеристике фациалышх типов пород кольчугинской свиты. Изв. АН СССР, сер. геол., № 4, 1949.

Ш в е ц о в М. С. К вопросу о терминологии, классификации и кратких характери стиках осадочных пород. БМОИП, отд. геол., т. 16, вып. 4, 1938.

Ш в е ц о в М. С. Петрография осадочных пород. 2-е изд. Госгеолиздат, 1948;

3-е изд., 1958.

C l a r k F. W. Data of geohemistry. Bull. US Geol. surv. 770, 1924.

G r e e n I. Geochemical table of the elements for 1953. Bull. Geol. soc. Amer., vol. 64, № 9, 1953;

vol. 70, 1959.

K r u m b e i n W. C., P e t t i j o h n F. I. Manual of sedimentary petrography.

The Century Earth sci. ser., 1938.

K u e n e n Ph. H. Geochemical calculation concerning the total mass of sediments in the Earth. Amer. j. sci., vol. 239, 1941.

M i 1 п е г. В. Sedimentary petrography. 3 ed., Lond., 1940.

P e t t i j o h n F. J. Sedimentary rocks. N. Y., 1949;

2 ed., 1957.

S h e p a r d F. P. Nomenclature based on sand — siltclay rations. J. sedim. petrol., sol. 24, № 3, 1954.

Szadezky-Kardoss E. Gesteinsumwandlung und Kohlengesteine Acta Geol. T. 1, fasc. 1—4, 1952.

T o m l i s o n C. W. The origin of red beds. J. geol., vol. 24, 1916.

ПИРОКЛАСТИЧЕСКИЕ ПОРОДЫ Глава III.

§ 6. ОБРАЗОВАНИЕ ПИРОКЛАСТИЧЕСКИХ ПОРОД И ИХ ХАРАКТЕРНЫЕ ОСОБЕННОСТИ Пирокластические породы образуются при эксплозионной вулкани ческой деятельности за счет скопления главным образом твердых продуктов вулканических выбросов. Среди материала вулканических выбросов существенное значение могут иметь также обломки пород, прорывающихся во время взрыва;

кроме того, к пирокластическому материалу нередко примешивается сингенетичный ему нормально осадочный материал, отлагающийся на поверхности суши (благодаря водным потокам) или на дне водных бассейнов.

Условием, определяющим отнесение пород к пирокластическим, является синхронность их вулканическим извержениям. Пирокластические породы являются в извесной мере связующим звеном между осадочными и магматическими породами (эффузивными). Среди пирокластических пород наиболее распространены вулканические туфы, характеризующиеся резким преобладанием обломков пород вулканического происхождения, в промежутках между которыми часто находится пепловая масса, состо ящая из тонко измельченного вулканического стекла. Цемент обычно образован продуктами гидрохимического разложения пеплового мате риала, представляющими собой массу кремнисто-карбонатного, кремнисто глинистого или иного состава.

В туффитах и туфогенах возрастает количество осадочного материала и наблюдается переход к обломочным породам. Туфы через игнимбриты и туфолавы переходят к нормальным эффузивным породам. Туфолавы представляют собой породы, в которых обломки, возникшие при вулкани ческих извержениях, сцементированы лавой.

Основной особенностью пирокластических пород является их своеоб разное строение, характеризующееся: 1) наличием угловатых обломков пород и минералов (выбросов);

2) неоднородностью состава и структуры;

3) отсутствием сортированности материала;

4) малым количеством це мента;

5) обычным отсутствием хорошо выдержанной слоистости. Лишь в некоторых (вулканических) туфах морского происхождения эти особен ности могут быть выражены менее четко. Например, вследствие осаждения вулканических выбросов в водной среде может происходить некоторая сортировка материала и формирование слоистой текстуры. Вообще этим породам часто свойственна невыдержанность по простиранию и падению.

Пирокластические породы нередко ассоциируются с эффузивными поро дами.

Осадочные породы, возникшие при размыве и переотложении пиро кластических и эффузивных пород, не являются пирокластическими, а относятся к собственно осадочным породам. Такого рода осадочные отложения характеризуются следующим: 1) известной сортированностью обломков по величине;

2) меньшей угловатостью (чем в туфах) или даже окатанностью обломков;

3) слоистостью;

4) псаммитовой или псефитовой структурой;

5) переслаиванием с нормально осадочными породами — песчаниками и др.

Типичным примером пород, возникших при размыве и переотложении туфов основного ряда, являются граувакки (см. стр. 85).

§ 7. ОПИСАНИЕ И КЛАССИФИКАЦИЯ ГЛАВНЫХ ТИПОВ ПИРОКЛАСТИЧЕСКИХ ПОРОД Общая классификация пирокластических пород отсутствует. В настоя щем обзоре приняты во внимание данные первой вулканологической кон ференции 1959 г.

Пирокластические породы разделяются по количественному соотноше нию вулканогенного и осадочного материала. Дальнейшее подразделение проводится по размерам составных частей, петрографическому составу и структуре обломков, однородности и неоднородности породообразующего материала и т. п.

По содержанию вулканогенного материала пирокластические породы подразделяются на три группы.

1. Вулканические туфы и туфобрекчии (синоним — вулканические брекчии) — породы, сложенные почти исключительно вулканическим материалом (более, чем на 90%).

2. Туффиты — породы, состоящие из вулканогенного и осадочного материала. Содержание последнего менее 50%.

3. Туфогены (синоним — туфогенно-осадочные породы) — породы с пре обладанием осадочного материала (более 50%). Некоторые авторы относят их к группе осадочных пород.

Туфы и туфобрекчии (вулканические брекчии). Туфы и туфобрекчии представляют собой такие пирокластические породы, в которых и обломки, и цементирующий материал являются продуктом вулканических выбросов, образующихся при эксплозионной вулканической деятельности. При вто ричных изменениях, легко протекающих здесь благодаря пористости породы, происходит цементизация связующего материала туфов. Широко развиты процессы карбонатизации, окремнения, пелитизации, хлорити зации, эпидотизации и дру1ие вторичные изменения.

По преобладающему размеру составных частей эти породы разделяются на следующие группы: 1) туфобрекчии (вулканические брекчии) — 30 мм;

2) грубообломочные туфы — 30—5 мм (соответствует величине грецкого ореха до горошины);

3) крупнообломочные туфы — 5—1 мм;

4) мелкообломочные туфы — 1—0,1 мм. Обломки различимы макроско пически;

5) тонкообломочные туфы — 0,1 мм.

По структуре преобладающих обломков выделяют кристаллокласти ческие туфы и туфобрекчии. В породах этого типа резко преобладают О 75%) минералы, представляющие собой вкрапленники лав, выброшен ные при газовых взрывах.

Литокластические туфы и туфобрекчии. В породах этого типа обломки представлены преимущественно О 75%) горными породами, обычно эф фузивными, к которым могут примешиваться обломки других пород или минералов.

Разновидностью лнтокластических туфов являются витрокластические (фиг. I-III), в которых обломки представлены вулканическим стеклом, а также пепловые туфы (фиг. 2-). Разновидностями пепловых туфов являются трассы и пуццоланы. Первые представлены сравнительно плотными желтоватыми или зеленоватыми породами с весьма мелкозер нистой структурой. Порода характеризуется обилием мелких обломков кислого вулканического стекла и пепла. Месторождения трассов известны в окрестностях горы Карадаг в Крыму. Пуццоланы, в отличие от трассов, слабо сцементированы и представляют собой сравнительно рыхлую породу. Повышенное содержание в этих породах кремнезема (более 75%) обусловило их широкое использование в цементной промышлен ности.

Пепловые туфы являются наиболее мелкозернистыми представителями туфов;

они состоят из обломков стекла, обычно богатого кремнекислотой, содержание последней в породе достигает 75—77%. Обломки могут быть угловатыми или иметь форму волосков, дужек, капель. Среди пепловых туфов выделяют пизолитовые туфы, д л я которых характерно присутствие мелких шарообразных частиц, представляющих собой, вероятно, капли вулканического стекла, которое выбрасывалось из лавы при взрывах.

Фиг. 1-. Внешний вид кислых витрокластических туфов Армении. Колл.

А. А. Прияткина.

В вулканических брекчиях и грубообломочных туфах преобладает обычно литокластический материал, в мелко- и тонкообломочных — витро и кристаллокластический.

По петрографическому составу присутствующих в туфе обломков экструзивных пород и минералов, а также связующей их массы, выде ляют базальтовые, трахитовые, липаритовые и другие туфы. Например, в базальтовом туфе присутствуют обломки базальтовых пород, обломки Фиг. 2-. Форма частиц в пеплах Азербайджана: — вулканического стекла;

б — роговой обманки (по Ш. А. Азабенову).

кристаллов основного плагиоклаза, оливина и пироксена. Пепловые туфы часто соответствуют по составу липаритам и характеризуются высоким содержанием кремнезема.

Своеобразными и широко распространенными в природе пирокласти ческими породами являются игнимбриты *. Они образуются при крупных извержениях лав кислого состава. При подъеме лавы в верхние горизонты Земли в связи с резким уменьшением давления решетка расплава раз * Слово «игнимбриты» произошло от латинских слов «ignis» — огненный и «im Ьег» — ливень.

рушается и вязкость внезапно снижается. Это обусловливает взрыв, при котором возникает огромная масса сильно дисперсного раскаленного материала, который вместе с газами образует густую «взвесь». Последняя опускается на поверхность Земли и способна течь к а к жидкий поток.

В нижних частях таких потоков может происходить частичное расплавление и спекание пепловых частиц. Структура игнимбритов является часто промежуточной между структурой туфов, туфолав и обычных лав (фиг. 3 - и 4 III).

Алмазоносные туфы пикритов, широко развитые в Африке и в Сибири, известны под названием кимберлитов (фиг. 5 - ).

Фиг. 3-. Микроструктура игнимбрита, Даль- Фиг. - I I I. Микроструктура игнимбрита, Ap ний Восток. Ko.''л. г. И. Суслова. мения. Колл. А. А. Прияткина.

Туфы представляют собой крайне разнообразные по окраске и внешнему виду породы. Среди туфов встречаются темные, синевато-серые, розово фиолетовые (артинские туфы Армении), буро-серые, зеленые, светло фиолетовые, зеленоватые (трассы Карадага) и др. К а к правило, более темные туфы соответствуют туфам основного и ультраосновного состава, более светлые — туфам кислого состава. Характерной особенностью большинства туфов являются их сильнейшие вторичные изменения.

В наименьшей степени изменены туфы кислого ряда.

Некоторые авторы предлагают дополнительно классифицировать туфы по фациальным условиям на жерловые фации, прижерловые фации и фации, образовавшиеся в значительном удалении от места выброса пирокластического материала [Быковская и др., 1959].

Туффиты представляют собой пирокластические породы, содержащие менее 50% осадочного материала (обломочного, хемогенного, органоген ного). Туффиты и туфогены формируются обычно в водной среде, на что указывает примесь в них соответствующих осадочных пород и даже морской фауны (например, в шалынтейнах). Однако известны туффиты наземного и смешанного происхождения. Последние образуются, например, в тех случаях, когда грязевые потоки, сопутствующие вулканическому извержению, спускаются с конуса в водный бассейн и находятся частично в водной среде, частично в наземной [Малеев, 1959а1. Туффиты занимают промежуточное положение между туфами и туфогенно-осадочпыми поро дами. В туффитах часто присутствует значительное количество глинистого карбонатного и другого материала, органические остатки, обломочные зерна. В некоторых туффитах, богатых осадочным материалом, хорошо видна слоистость. При обогащении пирокластическим материалом туф фиты приобретают характерные особенности туфов. По величине обломков туффиты подразделяются аналогично туфам.

Если пирокластический материал в туффитах более или менее однороден по составу, то туффиты можно соответственно называть «спилитовый туффит»*, «андезитовый туффит» и т. п.

Фиг. 5 -. Внешний вид кимберлита Якутии.

Колл. Л. И. Лебедевой.

Туфогены (туфогенно-осадочные породы). Туфогенные породы отли чаются от туффитов условно по преобладанию в них осадочного материала (более 50%). Типичные туфогенные породы образуются за счет непосред ственного отложения твердых продуктов вулканических извержений и смешения их с осадочным материалом. Чаще всего они формируются в водной среде в некотором удалении от центра извержения и нередко обнаруживают слоистость и сортировку материала. По размерам состав ных частей туфогены могут подразделяться аналогично осадочным поро дам на туфогенные конгломераты и брекчии, туфогенные гравелиты, песчаники, алевролиты, пелиты.

При содержании в породах пирокластического материала менее 10% не следует применять к ним термин «туфогенный», однако всегда надо отмечать даже ничтожную примесь вулканогенного материала.

При классификации пирокластических пород необходимо учитывать и степень переотложения вулканогенного материала. Типичные пирокла стические отложения характеризуются угловатой формой вулканогенных обломков в связи с тем, что они переносятся в воздухе. Однако после того как обломки попадают на поверхность Земли, они могут переноситься водными потоками. Нередко этот перенос происходит во время вулкани ческого извержения при возникновении грязевых пепловых потоков.

* Спилит представляет собой альбитпзированный диабаз.

В частности, именно так образовался туф, под которым были погребены Геркуланум и Помпея при извержении Везувия в 79 г. нашей эры.

Если подобный перенос непродолжителен, то пирокластические частицы остаются угловатыми. В противном случае они постепенно округляются.

Подобного рода пирокластические породы, состоящие из слабоокругленных вулканогенных частиц, следует выделять под названием туфоидов и туфо тоидов. Делать это необходимо потому, что такого рода отложения могут уже и не быть одновременными с вулканическими извержениями и возни кать при размыве более древних туфов или туффитов и недолговременном переносе образующихся при этом обломков.

Туфоиды и туфотоиды характеризуются тем, что они возникают за счет размыва несколько более древних пирокластических, но не эффузивных пород, разрушение которых порождает образование уже нормальных песчаников типа граувакк. Последние, однако, могут образовываться также и за счет более продолжительного переноса пирокластического материала, который в этом случае приобретает сортировку и теряет присущее ему первоначальное своеобразие форм частиц.

ПРОИСХОЖДЕНИЕ И ГЕОЛОГИЧЕСКОЕ РАСПРОСТРАНЕНИЕ Образование всех пирокластических пород связано с извержениями наземных и подводных вулканов. Важное значение при формировании пирокластических отложений имеют вторичные гидрохимические преоб разования, легко происходящие вследствие пористости пород.

Пирокластические породы наиболее часто встречаются в районах, испытавших значительные вертикальные перемещения. Широкое раз витие они имеют среди мощных геосинклинальных толщ, однако встреча ются и в областях платформ (например, кимберлиты).

В нижнепалеозойских, в особенности в силурийских толщах, пирокла стические породы наблюдаются в пределах Урало-Тянь-Шаньской гео синклинальной области. Они широко развиты среди девонских пород Алтая. В верхнепалеозойских отложениях пирокластические породы известны в тунгусской свите в Сибири. Кимберлитовый вулканизм Сибир ской платформы происходил длительное время от начала перми до верхней юры и нижнего мела. В мелу пирокластические породы известны на Даль нем Востоке и на Чукотке.

В третичных отложениях они присутствуют на Кавказе, а в четвертич ных — в Закавказье и на Камчатке. Линзы туфогенных отложений из вестны среди неогеновых и четвертичных толщ Воронежской, Курской и Тамбовской областей. Игнимбриты широко распространены на Дальнем Востоке, в Казахстане, на Кавказе (Армения), а за рубежом — на Аляске (Катмайский район), в Новой Зеландии, Японии и др.

ПРАКТИЧЕСКОЕ ПРИМЕНЕНИЕ Пирокластические породы имеют важное практическое значение. Ким берлиты являются коренными источниками алмазов (например, Си бирь, Африка). Богатые кремнекислотой туфы (трассы, пуццоланы) широко используются в строительстве при получении цемента для под водных сооружений. Очень важны также некоторые продукты вторичного изменения пепловых туфов — флоридиновые и бентонитовые отбелочные глины.

Некоторые туфы кислого состава используются в качестве сырья для изготовления стекловолокон. Вулканические туфы благодаря их пори стости и мягкости легко поддаются распиловке и широко используются в строительстве (например, артинские туфы Армении).

ЛИТЕРАТУРА Б ы к о в с к а я. В. и др. К вопросу о классификации и терминологии пирокласти" ческих и осадочно-пирокластических пород. В сб. Проблемы вулканизма. Ереван, изд-во АН АрмССР, 1959.

В л о д а в е ц В. И. Некоторые факты, которые надо учитывать ттшт составлении классификации вулканокластических горных пород. Там же, 1959.



Pages:     | 1 || 3 | 4 |   ...   | 25 |
 





 
© 2013 www.libed.ru - «Бесплатная библиотека научно-практических конференций»

Материалы этого сайта размещены для ознакомления, все права принадлежат их авторам.
Если Вы не согласны с тем, что Ваш материал размещён на этом сайте, пожалуйста, напишите нам, мы в течении 1-2 рабочих дней удалим его.