u_lectures

21

Процесс присоединения воды сопровождается увеличением объема. Гидратация часто сопровождает процессы окисления, карбонатизации и др. При гидратации окисных

соединений железа, например, гематита, образуется лимонит: 2Fe2O3+H2O → 2Fe2O3 . 3H2O

Подобная картина наблюдается и при гидратации сульфатов (ангидрита, тенардита и др.)

CaSO4+2H2O → CaSO4 . 2H2O.

При этой реакции объем новообразованного соединения увеличивается на 30%. Существенно увеличивается при гидратации объем монтмореллонитовых глин, вермикулита и других соединений.

Растворение. Для большинства минералов растворимость с повышением температуры повышается, однако для каменной соли при изменении температуры воды от 0 до 100° она остается постоянной (36-40 г на 100 г воды), а у кальцита даже понижается.

В кислых водах (рН<7) энергично растворяются карбонаты (кальцит, доломит), полевые шпаты, плагиоклазы. Особенно благоприятствует их растворению присутствие углекислоты (которая образуется при окислении органического вещества:

СaCO3+CO2+H2O → Ca(HCO3)2

Возникающий при реакции бикарбонат кальция легко переходит в раствор. При воздействии кислых вод на полевые шпаты происходит их разложение с образованием легко растворимых соединений:

2KAlSi3O8+2H2O+CO2 → H2Al2Si2O8 . H2O+K2CO3+4SiO2

Карбонат калия (поташ), частично и кремнезем при этой реакции переходят в растворенное состояние, а каолинит остается нерастворимым. Способствует растворению также серная (образующаяся при окислении сульфидов) и органические кислоты.

Присутствие растворенных солей и газов вызывает изменение растворимости минералов. Так, увеличение содержания NaCl в воде до 2 моль/1000 г вызывает повышение растворимости CaCO3. Дальнейшее повышение количества NaCl в растворе понижает растворимость кальцита.

В пресных водах очень высокой растворимостью обладают нитраты и галоиды, ниже растворимость у сульфатов, карбонатов, фосфатов.

Процессы растворения в зоне гипергенеза сопровождаются выносом вещества из породы, образованием пор (например, при выносе цемента из песчаников), каверн и более крупных полостей – карстовых воронок, пещер. В результате этого понижается прочность породы, их устойчивость по отношению к воздействия бурового инструмента, вместе с тем возрастает емкость пород для нефти, газа, воды.

Катионный обмен – изменение состава минералов без изменения их структуры, связанное с замещением одних, непрочно удерживающихся в кристаллической решетке катионов другими. В процессе такого замещения одни катионы поглощаются твердой фазой, а другие наоборот выделяются в раствор. Следствием этого является, например, накопление калия в осадке и вынос натрия в океан. В осадочных образованиях это явление характерно для глинистых минералов, в которых обменные катионы располагаются в межслоевом пространстве. Наибольшей способностью к катионному обмену обладают

минералы группы монтморелонита (монтмореллонит, бейделлит, нотронит, сапонит и др.). Основными обменными катионами являются Ca2+, Mg2+, Na+, K+, H+.

В конечном итоге процессы гипергенеза приводят к уничтожению осадочной породы. Продукты гипергеннных реакций являются исходным материалом для образования новых осадочных образований. Иногда, частично измененная порода в погружении сохранится от окончательного разрушения, встречаются известняки и доломиты с широким развитием каверн, карстовых и других крупных полостей, нередко

22

залегающие на значительных глубинах (несколько км) и являющихся прекрасными коллекторами нефти и газа.

Тема 3. Петрография осадочных пород (Ауд. 22 ч, в т.ч. лекций 4 ч)

3.1.Классификация осадочных горных пород

Для освоения краткого курса предлагается классификация М.С. Швецова. Она научно обоснована и удобна для практического использования. Согласно этой классификации, выделены три основные группы пород: 1) обломочные, 2) глины, 3) химические и биохимические.

Особое место среди осадочных пород занимают вулканогенно-обломочные породы. Они занимают промежуточное положение между осадочными и магматическими породами.

3.2. Текстуры и структуры осадочных горных пород

Текстуры и структуры относятся к числу важнейших признаков осадочных пород. Они позволяют восстановить условия и процессы накопления осадков, особенности формирования из них пород, дальнейшие их изменения. Изучение структурно-текстурных особенностей осадочных пород имеет большое значение при поисках и разведке полезных ископаемых осадочного генезиса.

Текстура – это особенности строения породы, которое определяется распространением и взаимным расположением частиц породы.

Текстуры, возникшие в песчаном, алевритовом, глинистом или карбонатном осадке, фиксируются как на их поверхности, так и во внутреннем строении пород. Часто они сохраняются в первичном виде в ископаемом состоянии. В процессе метаморфизма первичные текстуры изменяются и возникают сланцевые текстуры. При выветривании горных пород возникают ячеистые, карстовые, пятнистые и другие текстуры.

К текстурным признакам, наблюдаемым на плоскостях напластования, относятся различные неровности поверхностей пластов и знаки, отражающие процессы динамики среды отложений, жизнедеятельности организмов, перемещения и уплотнения осадка, перераспределения вещества в горной породе. Особенно показательны на плоскостях напластования знаки ряби, следы струй течения и стекания; следы, оставленные предметами, перемещаемыми водой по дну, трещины усыхания, глиптоморфозы, следы движения и ползания различных организмов и многие другие текстуры.

К текстурным признакам, различаемым внутри пластов, относятся: слоистость, разные формы сингенетических и раннедиагенетических деформаций, связанных с оползанием осадка, с жизнедеятельностью организмов и растений, а также другие текстурные особенности, образовавшиеся в результате перемещения вещества в осадке и позднее в породе.

Под структурой осадочных пород понимается совокупность внешних признаков, определяемых размерами, формой, характером поверхности частиц и количественными взаимоотношениями всех компонентов породы.

По форме и виду компонентов различают структуры вулканогенно-осадочных, обломочных, хемогенных, органогенных и глинистых пород. Структуры пирокластических пород определяются наличием обломков вулканического стекла, эффузивных пород и оплавленных кристаллокластов. По наличию обломков пород и минералов делается вывод о том, что порода относится к обломочной. Структуры пород

23

хемогенного происхождения определяются по наличию кристаллических, аморфных, оолитовых, сферолитовых агрегатов аутигенных минералов. Структуры пород органогенного происхождения определяются по наличию животных или растительных остатков. Структуры глинистых пород характеризуются наличием тонкодисперсных пелитовых частиц глинистых минералов.

3.3.Основные типы осадочных горных пород

3.3.1.Вулканогенно-осадочные породы

Главное отличие вулканогенно-осадочных пород от нормально-осадочных заключается в способе разрушения первичных пород, т.е. в способе получения обломочного материала. Если в нормально-осадочных породах обломочный материал образовался в результате экзогенных процессов – гипергенеза, то при образовании вулканогенных обломочных пород обломочный материал поступал за счет вулканической деятельности, типичного эндогенного процесса.

В большинстве случаев при вулканических извержениях изливаются не только лавы, но в обильном количестве выделяются водяные пары и другие газы и выбрасываются в обильном количестве обломочные продукты извержения. Жидкие и газовые продукты извержений составляют около 2-3 % от массы твердых.

Обычно, уже застывшие порции лавы или другие продукты прошлых извержений вулкана закупоривают вулканические жерла, что при активизации вулканической деятельности приводит к накоплению газов и повышению их давления под вулканической постройкой. Это происходит до тех пор, пока давление газа или вспененной лавы не превысит прочность вулканической постройки. Как только это достигается, вулканические газы и газонасыщенная лава с силой устремляются вверх, разрушая и раздробляя породы вулканического аппарата. Интенсивное выделение газов из лавы приводит к вулканическим взрывам. Струи газа выносят из лавы твердые кристаллы, выбрасывают небольшие порции (брызги) жидкой лавы, которые, остывая в полете, превращаются в твердые частицы.

Типизация продуктов вулканической деятельности

Вулканические компоненты по состоянию вещества делятся на твердые (вулканические бомбы, лапилли, вулканический пепел и песок), жидкие (растворы (ионные и коллоидные) соединений железа, марганца и других металлов, кремнезема, сульфатов, мышьяковых сульфидных и других веществ.) и газовые. По способу поступления вулканического материала в зону осадкообразования вулканические компоненты делятся на эффузивные, эксплозивные и гидротермальные, которые характеризуют основные формы вулканизма. Этот материал составляет основу трех генетических групп вулканогенных пород.

Спекшиеся породы

Среди пород этой генетической группы выделяют крупнообломочные – агглютинаты и псевдоагглютинаты и среднеобломочные – игнимбриты.

Агглютинаты представлят собой породы, состоящие из спекшихся бомб. Образование агглютинатов связано с извержением вулканов гавайского типа. Выбрасываемые из вулкана раскаленные полужидкие куски (бомбы) основной лавы при накоплении сплавляются в пористую массу. Образование агглютинатов ограничивается прикратерными участками.

24

Псевдоагглютинаты вторично спекшиеся туфы, образовались в прикратерных областях вулканов. Такое спекание шлаков происходит в результате воздействия горячих газов на поверхность обломков. В результате чего произошло расплавление поверхностной зоны обломков и их спекание.

Игнимбриты это породы состоящие из спекшегося раскаленного пеплового материала. Раскаленные частицы палящих туч игнимбритовых лав в нижних частях мощных потоков уплотняются, в результате чего свариваются в однородную пластичную массу способную течь, огибая вертикальные неровности рельефа. В результате сплавления-сваривания пепловых частиц, следы обломочной структуры полностью, или почти полностью исчезают. Сохранившиеся контуры некоторых обломков расплывчатые и сильно растянутые в процессе сплющивания и сваривания. Кристаллокласты включены

вфлюидальную массу, напоминая фенокристы эффузивных пород. Для игнимбритов характерно присутствие субпараллельных линзовидных частиц стекла, по форме напоминающих языки пламени (фьямме). Образование фьямме происходит в результате сплавления мелких обломков раскаленного стекла. Содержание фьямме в игнимбрите может достигать 50 %, а размеры их колеблются от первых милиметров до 50 см, при толщине до 15 см. Для типичных игнимбритов характерны кластические смешанные структуры с различным соотношением лито-, кристалло-, и витрокластов. Состав игнимбритов риолитовый, дацитовый, реже андезитовый и трахитовый. В некоторых случаях при изучении шлифов игнимбриты невозможно отличить от эффузивов, особенно

визмененных разностях, в которых полностью исчезают следы обломочной структуры. Образование игнимбритов связывают со специфическими игнимбритовыми лавами, или палящими тучами, представлющими турбулентные потоки смеси раскаленного

пирокластического материала и вулканических газов. Температура палящих туч 550-950 оС. Скорость перемещения палящих туч достигает 150 км/час. Игнимбритовые

извержения носят катастрофический характер и происходят в период завершения орогенного вулканизма, во время и возникновения кальдер обрушения. Впервые игнимбриты охарактеризованы П. Маршаллом (1932) в Новой Зеландии, подобные породы распространены в Италии (называемые пиперно), в Йеллустонском национальном парке Америки (сваренные туфы по Р. Дели). Игнимбриты в нашей стране впервые описаны А.Н. Заварицким в Армении.

Модель механизма игнимбритовых (пирокластических) извержений разработал А. Ритман (1963). Наблюдения вулканологов за современным породообразованием в процессе вулканической деятельности, показывают на незначительный масштаб образования игнимбритов, да и спекание обломков слабое. В связи с этим, в последнее время, многие геологи и вулканологи придерживаются лавового происхождения игнимбритов. В капитальном учебнике "Петрография" (1981) под редакцией А.А. Маракушева образование игнимбритов связывается с кристаллизацией-затвердеванием подвижных кислых лав, насыщенных магмофильными компонентами.

Эффузивно-кластические породы

Эти породы начали различать лишь 20-30 лет назад, а до этого они рассматривались как туфы, т.е. как образования эксплозивно-кластические. Среди них выделяют лавокластиты и гиалокластиты.

Лавокластиты впервые выделил Е.Ф. Малеев как «вулкано-кластические породы, образующиеся в результате дробления лавы после ее извержения». В этом определении наиболее расплывчато слово «после», позволяющее широко понимать термин и отрывать образование обломочных осадочных накоплений от момента излияния

25

лавы. Поэтому В.Т. Фролов рекомендует лавокластитами называть «эффузивноосадочные накопления, возникшие в результате синхронной излиянию механической фрагментации периферии лавовых потоков или экструзивных куполов, отчленения от них преимущественно грубых фрагментов, смешения с окружающими осадками и последующей экзогенной цементации». Они обычно описывались как «подушечные брекчии», «аквагенные брекчии», «аквагенные туфы».

Лавокластиты обрамляют лавовые потоки, особенно базальтовые подводные в виде широких, в сотни метров, подковообразных шлейфов и, кроме того, подстилают и покрывают их. Их мощность 0,5-3,0 м, заполнитель – глинистый, известковый, песчаный, гиалокластитовый, вероятно, и кремневый. Почти всегда это – псефиты, классифицируемые по размеру обломков на грубо- (от 2-3 до 1 м), крупно- (1-0,5 м), средне- (0,5-0,25 м) и мелкоглыбовые (0,25-0,1 м) и щебенково-брекчиевые (0,1-0,01 м). Чаще всего они сложены обломками 0,8-0,2 м. Диагностическими признаками лавокластитов являются: 1) моновулканитовость; 2) свидетельства первичной пластичности (пластичное округление углов, сферичность сегментов лавовых подушек или шаров, изгибы и др.) и горячего состояния (обжиг вмещающего осадка, аргиллизация глин и т.д.); 3) конформность части обломков; 4) неполная разъединенность некоторых фрагментов лав, исключающая заметный перенос; 5) невыветрелость, отсутствие сортировки и слоистости, как и механического окатывания; 6) парагенез с лавами и гиалокластитами, обычно того же состава, а также отмеченные выше грубообломочность и экзогенный заполнитель.

Помимо гранулометрической классификации лавокластиты разделяют по типу вулканитов на базальтовые, андезитовые, дацитовые и риолитовые, а также по составу экзогенного заполнителя.

Гиалокластиты выделены А. Ритманом в 1958 на Сицилии как подводные витрокластические вулканические туфы (аквагенные или палагонитовые туфы), но вскоре, когда их начали обнаруживать не как продукты взрывной деятельности вулкана, а как результат своеобразной формы излияния лавы – пульверизации через трещины застывших корок (пульверизационные гиалокластиты) или при десквамации шаров вследствие термического шока от соприкосновения лавы с морской водой или льдом (десквамационные гиалокластиты). Таким образом, гиалокластиты биили тригенетичны: они и туфовые – подводно-эксплозивные – и эффузивные – пульверизационные и десквамационные. Гранулометрически они представляют собой пески или дресвяники без сортировки, моновулканитового, точнее моновитрокластового, состава, неслоистые или с неясной слоистостью, без заметных признаков транспортировки, обычно темные, чаще всего палагонитизированные и глинизированные – превращенные в смектиты и хлориты. Стекло – сидеромелановое, прозрачное в шлифе, быстро гидратирующееся и превращающееся с поверхности или нацело в желтый аморфный вторичный продукт - палагонит, который в свою очередь также довольно легко замещается образующимися в нем чешуйками смектитов или хлоритов, а также цеолитами. При полной глинизации гиалокластиты узнаются по реликтовой, "теневой" шариковой или черепковой форме гиалокластитов. Классифицируются по размеру обломков, составу (базальтовые, очень редко андезитовые) и степени измененности. Помимо глинистых минералов часто по гиалокластам развиваются цеолиты, вплоть до образования гиалокластитовых цеолититов, с толщиной слоев от дециметров до первых десятков метров.

Литифицированные эксплозивно-кластические породы

26

В результате пеплопадов формируется наиболее разнообразная группа вулканокластических пород – туфов. Они состоят преимущественно (90-100 %) из ювенильного сцементированного материала.

Цементация обломков, или литификация вулканокластического материала осуществляется прессованием-уплотнением и гидрохимическими превращениями в толще осадка. Гидрохимический способ литификации вулканического материала происходит главным образом в результате разложения мелких обломков стекла и превращения их в различные водные алюмосиликаты, карбонаты и опал. Цементация материала также осуществляется при химическом взаимодействии обломочного материала с горячими минерализованными водами фумарол. В основных туфах большую роль в цементации играют карбонаты, хлориты и цеолиты. Кислые туфы, состоящие преимущественно, из остроугольных обломков стекла, цементируются опалово-глинистым продуктом разложения и под воздействием пластового давления уплотняются.

Вулканические туфы – горные породы, образовавшиеся путем гидрохимической цементации и уплотнения рыхлого вулканического материала независимо от крупности обломков и фациальных условий накопления. В отличие от нормально-осадочных пород для туфов характерно:

1.Присутствие в обломках неустойчивых при выветривании минералов – основного плагиоклаза, пироксена, оливина, базальтической роговой обманки.

2.Присутствие в виде обломков вулканического стекла или его продуктов разложения.

3.Присутствие большого количества обломков эффузивных пород

4.Полная несортированность обломочного материала и резко угловатая форма обломков. Отсутствие слоистости или грубая слоистость. Беспорядочное расположение обломков, не имеющих изометричную форму. Удлиненные обломки располагаются часто перпендикулярно к наслоению.

Классифицируются туфы по структуре, составу и степени изменения. Размерность пирокластического материала колеблется в очень широких пределах, что дает возможность выделять грубообломочные, псефитовые, псаммитовые и алевритовые туфы. Эти разновидности туфов образуются на различном удалении от вулканического аппарата и частично характеризуют тип извержения. Так, например, агломератовые туфы образуются при извержении гавайского типа вулканов, лапиллиевые – стромболианского, мелколапиллиевые – плинианского, а алевритовые и пелитовые туфы образуются при всех типах извержений. Туфовые отложения с различными размерами обломков являются продуктами эоловой дифференциации материала. Мощность туфовых отложений и размер обломков уменьшаются в направлении ветра.

Грубообломочные туфы характеризуются отсутствием сортировки материала и могут обладать плохо выраженной слоистостью, являющейся следствием изменения силы вулканических взрывов. Обломочный материал не имеет следов транспортировки и представлен фигурными, угловатыми обломками, бомбами типа "хлебной корки" и обломками шлаков.

Псефитовые туфы также состоят из обломков пород (литокластов), но наиболее мелкие частицы представлены витрокластами и кристаллокластами. Форма обломков изометричная, угловатая.

Пепловые туфы более разнообразны по агрегатному строению обломков. Среди них выделяются витро-, кристалло-, и литокласические разности. Чрезвычайно распространены смешанные, состоящие из примерно равного количества обломков разного агрегатного строения (кристалловитрокластические, литокристаллокластические

идр.).

27

Витрокластические туфы состоят из осколков и обрывков вулканического стекла. Форма обломков очень остроугольная с вогнутыми сторонами. Даже в палеотипных туфах, где вулканическое стекло полностью разложено, витрокластическая структура улавливается по таким очертаниям обломков. Такая своеобразная форма обломков получается потому, что газы разрывают обычно сильно пузыристую стекловатую корку. Выгнутые стенки пузырьков были когда-то стенками пузырьков. Витрокластические туфы состоят обычно из обломков алевритовой или пелитовой размерности и имеют риолитовый состав.

Кристаллокластические туфы состоят из обломков фенокристаллов. Форма таких обломков тоже остроугольная. Нередко в породе можно встретить целые хорошо образованные кристаллы. По петрографическому составу эти туфы обычно андезитовые. Измененные ("древние", или палеотипные) кристаллокластические туфы труднее всего отличить от полимиктовых нормально обломочных пород. Неустойчивые при выветривании минералы уже не сохраняются, по мере того как туф становится палеотипным.

Литокластические туфы состоят из обломков эффузивных пород. В наиболее крупных обломках могут находиться порфировые вкрапленники. Форма обломков угловатая, но обычно очень разнообразная в зависимости от свойств эффузивной породы в момент раздробления. Размер обломков чаще псаммитовый, а состав базальтовый.

Ксенотуфы представляют собой пирокластические породы, содержащие кроме ювенильного до 50 % акцессорного и ксеногенного материала. Чуждый и резургентный материал является обломками прошлых извержений данного вулкана, частицы пород фундамента (изверженных, осадочных и метаморфических) и глубинных ксенолитов (кимберлитов, эклогитов, перидотитов). Неювенильный материал окислен, с характерной красновато-бурой окраской, различной степени изменения, оплавлены, часто изотропитизирован. Способы литификации ксенотуфов уплотнение, гидрохимические реакции и спекание.

Обычно ксенотуфы слагают основание вулканов, располагаясь вблизи центров извержения. Они образуются при извержениях катмайского и плинианского типов извержения.

Смешанные породы

Занимают промежуточное положение между нормально-осадочными и пирокластическими породами.

Туффиты (ортотуффиты) представляют собой породы, состоящие из вулканокластического ювенильного материала испытавшего некоторый перенос и перемывание водой. При переносе пирокластический материал (90-50 %) перемешивается с нормально-обломочным (10-50 %). В отличие от туфов туффиты имеют следующие характерные особенности:

1) В них значительно лучше проявляется слоистость и сортированность обломочного материала.

2)Обломки пирокластического материала могут быть окатаны.

3)Присутствие нормально-обломочного материала (кварца, полевых шпатов и слюды), в том числе хемогенного материала и органических остатков.

Перемешивание терригенного и пирокластического материала в любых пропорциях происходит постоянно в дельтах рек, прибрежно-морских условиях, озерах, в отложениях грязевых потоков, ледниковых и водно-ледниковых отложениях. Как показывают наблюдения вулканологов пепел курильских вулканов разносится на расстояния 500-700 км, оседает и смешивается с донными океаническими осадками.

28

Подводные вулканы при извержении взмучивают донные осадки, которые смешиваются со свежей пирокластикой. Наряду с терригенным материалом в туффитах отмечается хемогенный осадочный материал, например известковые туффиты Алтае-Саянской складчатой области, кремниевые туффиты Урала, гематитовые туффиты Юго-Восточного Алтая, серные туффиты кратерного озера на острове Парамушир, соляные туффиты Закарпатья и др. Биогенная примесь обычно представлена растительным детритом, опаловыми скелетами диатомовых водорослей, радиолярий, кремниевых губок.

Цементация туффитов также, как в туфах осуществляется уплотнением и гидрохимическим разложением обломочного материала, а также за счет терригенного, хемогенного и биогенного материала. Обычно туффиты представлены только среднезернистыми и тонкозернистыми породами. Они могут постепенно переходить в нормально-обломочные породы (полимиктовые песчаники и алевролиты).

Туфогенные породы содержат ювенильного вулканокластического материала менее 50 %, что вносит трудности в отличительную диагностику этих пород от нормально-обломочных.

3.3. 2. Обломочные горные породы

Обломочные горные породы – кластолиты (цементированные) и кластиты (рыхлые). Нижняя граница размера обломочного материала проводится по величине 0,005 мм. Ниже этого размера обломочные частицы теряют свойства первичных горных пород и минералов из которых они образовались. Частицы размера менее 0,005 мм обладают большой суммарной поверхностью и малым объемом, являются химически активными легко окисляются, гидратируются, подвергаются гидролизу и замещению глинистыми минералами и хлоритами. Эти частицы слагают пелитовые осадочные породы.

Кластические частицы и горные породы из них делят по размеру на три группы: грубообломочные (псефиты и псефитолиты) с рамером обломков крупнее 2 мм; псаммиты и псаммитолиты – 2-0,05 мм; алевриты и алевролиты –0,05-0,005 мм.

Обломочные породы, состоят из обломков реликтовых (древних) минералов и пород, устойчивых при выветривании первичных горных пород. Сингенетические (аутигенные) минералы присутствуют в обломочных породах только как примесь или образуют цемент в плотных цементированных разновидностях. Кластолиты других генетических типов (эффузивно-магматического, грязево-эффузивного, тектонического) не относятся к собственно осадочным образованиям и не рассматриваются в этом разделе.

Грубообломочные породы - псефиты

Грубообломочные породы образовались в результате скопления крупных обломков, возникших в процессе физического выветривания на земной поверхности. Среди псефитолитов выделяют породы с угловатыми обломками, называемых брекчиями

и окатанными – конгломератами.

Брекчии являются редкими породами, локализуются недалеко от места разрушения материнской породы и не образуют мощных толщ и выдержанных горизонтов. По происхождению среди брекчий выделяют:

1.Почвенные или элювиальные, которые характеризуются постепенным переходом в материнские породы. В обломках находится та же сильно выветрелая порода.

2.Обвалов, оползней, осыпей и селевых потоков. В обломках находятся самые разнообразные породы.

3.Ледниковые брекчии лежат, как правило, на сглаженном шлифованном

основании.

4.Прибрежные брекчии, как правило, переходят в конгломераты.

29

При изучении брекчий необходимо обращать внимание на следующие их особенности:

Петрографический состав обломков и процентное соотношение; Гранулометрический состав обломочных частиц по замерам большого

количества обломков; Форму и степень угловатости обломков;

Характер поверхности обломков (т.е. шероховатость, полированность, штриховатость);

Выветрелость обломков; Взаимоотношение обломков между собой;

Петрографический состав цемента, количество, структуру; Взаимоотношение цемента с обломками; Текстуру толщи;

Взаимоотношение с подстилающими и перекрывающими отложениями. Породы изучаются, главным образом, макроскопически. При необходимости

изучения более детально используется микроскоп и другие точные методы осадочной петрографии.

Конгломераты и гравелиты и даже рыхлые обломочные породы с окатанными обломками наиболее распространены, чем брекчии. Конгломераты и гравелиты могут находиться в слоях выдержанных по мощности и простиранию. Мощность таких толщ иногда достигает 1000 м. Но мощные толщи, как правило, быстро выклиниваются. В зависимости от положения в стратиграфическом разрезе выделяют внутриформационные и базальные конгломераты. Первые свидетельствуют о местных незначительных перерывах в осадконакоплении. Вторые связаны с длительными региональными перерывами, т.е. свидетельствуют о стратиграфическом несогласии. Они лежат в основании крупных осадочных формаций.

По происхождению различают морские и речные конгломераты и эоловые и ледниковые галечники.

В морских конгломератах и галечниках гальки более окатаны, более отсортированы и представляют более устойчивые при выветривании породы. Уплощенные гальки ориентированы по слоистости с наклоном 7-8о к наслоению. Речные конгломераты хуже сортированы. Уплощенные гальки наклонены к слоистости под углами 15-30о. В моренных конгломератах обломки меньше всего окатаны и сортированы. Ледниковые конгломераты ассоциируют с ленточными глинами. Гальки эолового происхождения имеют характерную форму в виде окатанных трехгранников, хорошо отшлифованы, но плохо сортированы по размеру.

Конгломераты свидетельствуют о начале интенсивного размыва горных хребтов сразу же после их возникновения. Их много в силурийских отложениях (после каледонского цикла тектогенеза); в пермских отложениях (после герцинского) и в третичных отложениях (после альпийского цикла тектогенеза).

Псаммитолиты – пески и песчаники, песчаные породы

Псаммитолиты – цементированные породы, рыхлые – псаммиты, в русской транскрипции песчаники и пески. К ним относятся обломочные породы, состоящие более чем на 50 % из обломков размером 0,05-2,0 мм. Обломочный материал является частицами более древних пород, чем данный осадочный цикл.

Песчаный материал и породы принято делить на пять градаций по размерам частиц, в мм:

Грубозернистые 2-1

30

Крупнозернистые 1-0,5 Среднезернистые 0,5-0,25 Мелкозернистые 0,25-0,10 Тонкозернистые 0,10-0,05

Песчаные породы получают название по преобладающей фракции обломочного материала.

В песчаниках может присутствовать пелитовый и алевритовый материал от первых процентов до 50 %. Песчаники с малой (до 10 %) концентрацией глинистого или алевритового цемента (матрикса), следуя американской классификации, называют аренитами, а содержащие 10-50 % матрикса – вакками. В отечественной практике для пород смешанного состава, в том числе и для псаммитолитов, к определяющему названию породы примесный компонент обозначают прилагательным с предлогом "с" – при содержании примеси до 5 %,.прилагательными с суффиксом "ист" – при содержании 5-25 %, и суффиксами "ов, ев" – при содержании 25-50 %. При этом, целесообразно указывать количественное содержание дополнительного компонента (в %), например, песчаник с примесью (5) известкового материала в цементе; известковистый (20) песчаник; известковый (45) песчаник и т.п.

Классифицирование песчаных пород осуществляется по составу кластического материала и цементу. Приоритетным классификационным признаком является состав обломочного материала, с учетом главных и примесных компонентов (минеральнопетрографические группы псаммитолитов).

Группа псаммитов и псаммитолитов по составу главных обломочных компонентов - кварца, полевых шпатов и пород. Среди пород этой группы разные авторы выделяют – кварцевые, мономиктовые, олигомиктовые, аркозовые, полимиктовые, граувакковые, слюдистые, глауконитовые и др. разновидности.

Кварцевые пески и песчаники, обломки в которых представлены кварцем в количестве более 50 %, полевых шпатов менее 25 % и обломков пород менее 25 %. Среди них выделяют: собственно кварцевые – кварца больше 90 %; олигомиктовые – кварца 7590 % и мезомиктовые – кварца более 50 %, полевых шпатов менее 25 %, обломков пород менее 25 %.

Мономиктовые и олигомиктовые песчаники в зависимости от примесей имеют собственные названия, например, слюдистый песчаник, содержащий примесь реликтового мусковита в цементе; или известковый песчаник, в котором кварцевые обломки цементируются известковым цементом.

По составу цемента выделяют опаловые, кремнистые, глинистые, железистые, огипсованные песчаники. Иногда, даже характер цементации отражают в названии песчаника, например, кварцевый песчаник с регенерационной структурой, называют регенерированным песчаником.

Аркозы или аркозовые песчаники, обломочный материал в них представлен полевыми шпатами – более 25 %, обломками пород – менее 25 % и кварцем – 25-50 %. При необходимости аркозы делят по составу полевых шпатов на калиевые, натрийкалиевые, натриевые и кальций-натриевые. Аркозы являются светлоокрашенными породами, похожи на такие изверженные породы как аплиты. Слоистость в аркозовых песчаниках плохо заметна. Цемент состоит из тонкообломочного (алевропелитового) материала, либо из кальцита с беспорядочнозернистой или монокристаллической структурой. Иногда цемента мало. Аркозы развиваются за счет гранитов и гнейсов. Большое содержание в них полевых шпатов, угловатая форма обломков и слабая сортированность обломочного материала указывают на незначительный перенос. Накопление аркозов происходит обычно вблизи от места разрушения.