Вулканогенный материал в осадочных породах

Вулканогенный (пирокластический) материал извергается на земную поверхность во время вулканических взрывов. В его состав могут входить обломки вулканического стекла, кристаллов раз­личных минералов и эффузивных пород.

Рис. 109. Форма пирокластических обломков вулканического стекла (размер в мм).

Обломки вулканического стекла (вулканический пепел) обычно имеют небольшие размеры — от 0,01 до 1 мм и характеризуются остроугольными причудливо изогнутыми формами — рогульчаты-ми, серповидными, клинообразными и т. п. (рис. 109). В более крупных обломках стекла может наблю­даться пузырчатая или флюидаль-ная текстура. Вулканические стек­ла в условиях земной поверхности легко подвергаются раскристалли-зации и замещению более стойкими минералами. При разложении кис­лых стекол образуются кварц и по­левые шпаты, при разложении ос­новных— хлорит, цеолиты и глини­стые минералы группы монтморил­лонита.

Кристаллы различных минера­лов (кварца, полевых шпатов, пи-роксенов, амфиболов) характеризуются оскольчатой остроуголь­ной формой, иногда сохраняют идиоморфные очертания. В резуль­тате оплавления они имеют также характерные «бухтообразные» углубления.

Обломки эффузивов обычно округлой, овально-вытянутой или веретенообразной формы. Размеры их различны — от мельчай­ших частиц до крупных глыб диаметром в несколько метров.

Вулканический материал может присутствовать в том или ином количестве в виде примеси в осадочных породах. При зна­чительном его содержании возникают вулканогенно-осадочные породы.

Помимо пирокластического материала при извержении вулка­нов выделяются растворы и газы, изменяющие минеральный со­став осадочных пород. В ряде случаев такие поступления вулка­ногенного материала являются причиной возникновения месторож­дений полезных ископаемых.

Глава IV СТРУКТУРЫ И ТЕКСТУРЫ ОСАДОЧНЫХ ГОРНЫХ ПОРОД

Структура осадочной породы определяется размером и формой ее минеральных компонентов, текстура — их взаимным расположе-

>нием и ориентировкой в пространстве. Структура и текстура ха­рактеризуют строение породы.

Изучение особенностей строения осадочных пород имеет боль­шое значение при решении вопросов стратиграфии, тектоники, па­леогеографии. Не меньшую роль играет изучение структур и тек­стур при геологической интерпретации данных геофизических ис--следований, а также в грунтоведении и гидрогеологии, так как ■физико-механические свойства осадочных пород зависят не только от состава, но также от их строения.

СТРУКТУРЫ

В настоящее время отсутствует единая классификация струк­тур осадочных пород. В связи с этим представляется наиболее удобным рассмотреть отдельно структуры обломочных, глини­стых, химических и биохимических пород.

Структуры обломочных пород

Для того чтобы охарактеризовать структуру обломочной поро­ды, необходимо определить размеры и форму обломочных зерен, строение цементирующего материала и взаимное отношение об­ломков и цемента.

Размер зерен. При петрографическом изучении обломочных пород чаще всего используется десятичная классификация струк­тур, принцип построения которой заключается в том, что конечные

Таблица 13 Структуры обломочных пород
Диаметр •обломочных зерен, мм	Структура
>1 1-0,1 0,1—0,01 <0,01	Псефитовая (грубо-обломочная) Псаммитовая (песчаная) Алевритовая Пелитовая

размеры, характеризующие ее ос­новные подразделения, превосхо­дят друг друга в 10 раз (табл. 13). Многие исследователи, основы­ваясь на изменении гидродинамиче­ских, минеральных и иных свойств обломочных частиц, за верхний и нижний пределы псаммитовой структуры принимают 2 и 0.05 мм. Определенный структурный тип устанавливается для породы в том случае, когда содержание в ней ка­кой-либо фракции (песчаноп, алев­ритовой и др.) превышает 50% общего количества обломочных компонентов. В случае неоднородного гранулометрического соста­ва возможны структуры переходного типа (например алевропсам-митовая).

Величина зерен оказывает заметное влияние на прочность об­ломочных пород. Как правило, породы, состоящие из более мел­ки зерен, имеют большую прочность и устойчивость к выветри­ванию, чем породы такого же минерального состава, но более крупнозернистой структуры. Среди обломочных сцементированных

пород наиболее устойчивы и прочны равномерно-среднезернистые и мелкозернистые песчаники, а также алевролиты. Песчаники гру­бо- и крупнозернистой структуры и грубообломочные породы вы­ветриваются и разрушаются значительно легче. Зависимость прочности пород от их гранулометрического состава показана на примере верхнеюрско-нижнемеловых песчаников долины верхнего Амура (табл. 14). Таблица 14 Изменение прочности пород н зависимости от их гранулометрического состава (по Н. С. Красиловой)

 

	Прочность пород, кГ/см*
Структурный тип песчаников	о >> о S а 1в «к V О о н га о о га о	2 ок к CJ 3 А о к оз 3 Я К о к «о о н га о о га о	II
Гравелистые песчаники Мелкозернистые песча­ники	500 1100	400 800	250 750

С? о

оо

I г

Рис. ПО. Форма обло­мочных зерен:

а — оскольчатая; 6 — угло­ватая, в — полуокатаиная, г —

Следует отметить, что, несмотря на явную связь, прямой ма­тематической зависимости между гранулометрическим составом породы и ее инженерно-геологическими свойствами не существует вследствие разнообразия факторов, определяющих эти свойства.

Форма зерен. Характеризуя форму зерен в обломочных поро­дах, необходимо уделить особое внимание степени окатанности обломочных частиц, которая зависит от первоначальной формы минеральных выделений (в материнской породе), размеров зерен, а также от расстояния и характера транспортировки обломочного-материала. Обломки больших размеров окатываются быстрее, чем мелкие, зерна мельче 0,1 мм практически не окатываются совсем. Обычно выделяют зерна оскольчатой, угловатой, полуокатанной и окатанной формы (рис. ПО). Кроме степени окатанности необ­ходимо отметить степень сферичности обломочных зерен — их изо-метричность, удлиненность или уплощенность.

Форма обломочных зерен изменяется также в процессе эпиге­неза в результате их частичного растворения или, наоборот, реге­нерации, а иногда также и деформации под воздействием давле­ния вышележащих толщ и ряда других факторов. Общая тенден­ция эпигенетических структурных изменений выражается обычно в максимальном сближении обломочных зерен, что приводит к уп­лотнению породы и уменьшению ее пористости. Подобные струк­туры образуются в результате частичного растворения минераль-

ных зерен, а иногда и их пластической деформации, сопровож­дающейся изменением строения кристаллической решетки.

В познании вторичных эпигенетических структур большую роль сыграли работы А. В. Копелиовича, в которых эти структу­ры были впервые описаны наиболее детально *. Основными из них являются следующие структуры:

Рис. 111. Инкорпорационно-конформиая структура. Увел. 35, николи +.

Конформная — обломочные зерна изменяют свои первоначаль­ные очертания таким образом, что форма каждого зерна приспо­сабливается к форме соседних, к нему примыкающих (в неизме­ненных осадочных породах обломочные зерна обычно соприкаса­ются в отдельных точках).

Инкорпорационная — обломки, сохранившие свою первоначаль­ную форму, частично внедряются в другие обломки, которые ме­няют очертания соответственно внедрившейся в них части (рис. 111).

Микростилолитовая — характеризуется взаимным проникно­вением обломочных зерен по сложной зубчатой сутурной гра­нице.

Регенерационная — возникает в том случае, когда обломочные зерна разрастаются за счет аутигенных каемок того же минерала.

* А. В. Копелиович. Эпигенез древних толщ юго-запада Русской платформы. М., «Наука», 1965.

Первоначальная форма обломочных зерен выявляется под микро­скопом по зоне пылеватых включений, которые скапливались на поверхности зерен.

Коррозионная — характеризуется тем, что цементирующий ма­териал не только выполняет промежутки между зернами, но и, внедряясь в них, заполняет впадины, возникшие в результате раст­ворения или замещения обломочных зерен.

Форма зерен существенно влияет на физико-механические свой­ства породы, так как именно от этого признака зависит характер взаимодействия ее составных частей. Например, рыхлая обломоч­ная порода, сложенная остроугольными зернами, характеризуется более высокой пористостью, меньшей водопроницаемостью, боль­шим углом естественного откоса по сравнению с породой, сложен­ной окатанными зернами того же размера.

Эпигенетически измененные породы обычно имеют большую прочность, чем аналогичные породы, не подвергшиеся подобным преобразованиям. Пример зависимости механических свойств по­роды от формы обломочных зерен приводит в своем учебнике М. С. Швецов: «В какой мере форма зерна может оказывать влияние на прочность породы, показывает кварцевый песчаник «итаколумит». Порода эта обладает поразительной упругостью. Тонкие бруски ее можно прогибать на несколько сантиметров, причем они не рассыпаются, но по прекращении давления снова занимают первоначальное положение. Объясняется это тем, что зерна итаколумита, не скрепленные цементом, связаны лишь слож­ным переплетением своих ветвисто-лапчатых контуров».

Цемент. При описании обломочной породы обычно выделяют обломочные зерна и цемент. Под названием «цемент» принято по­нимать содержащийся в обломочной породе аутигенный или тонко­обломочный материал, скрепляющий между собой более крупные зерна.

Раздельное рассмотрение обломочного материала и цемента по­могает выяснить условия образования породы. В то время как ми­неральный состав обломочных зерен зависит от характера исход­ной породы, рельефа, климата и направленности процессов выветг ривания, существовавших в области сноса, возникновение того или иного цементирующего материала обусловлено главным образом физико-химической обстановкой бассейна седиментации, а также процессами диагенеза и эпигенеза.

Цемент может быть мономинеральным или полиминеральным. Среди мономинеральных наибольшим распространением пользу­ются кальцитовый, фосфатный, опаловый, гидрогётитовый цементы, несколько реже встречаются доломитовый, кварцевый, халцедоно­вый, глауконитовый и гипсовый. Полиминеральными являются гли­нистые цементы (сложенные, как правило, не одним, а нескольки­ми глинистыми минералами). Сравнительно часто встречаются гли-нисто-кальцитовый, глауконито-фосфатный, глинисто-гидрогётито-вый и ряд других полиминеральных цементов. Для обломочных по-

8 Зак 881

род геосинклинальных областей характерны полиминеральные це­менты, состоящие из тонкозернистого или пелитового обломочного материала (мельчайших зернышек кварца, полевых шпатов, слюд), образовавшегося в результате раздробления более крупных обло­мочных компонентов.

Обломочные породы с кремнистым цементом наиболее прочны и устойчивы против выветривания. Сравнительно высокой прочно­стью характеризуются породы с карбонатным или железистым це-

Рис. 112. Типы цементации обломочных пород:

а — базальный цемент, б — цемент выполнения пор, в — пленочный цемент, г — контактовый цемент

ментом. Поэтому обломочные породы, сцементированные кремни­стым, карбонатным или железистым материалом и имеющие мас­сивное сложение, относят к скальным породам. Конгломераты, песчаники и алевролиты с глинистым и гипсовым цементом отно­сятся к полускальным породам, они имеют пониженную прочность и водонеустойчивы.

Прочностные свойства сцементированных обломочных пород в значительной степени определяются также соотношением обло­мочного и цементирующего материала, типом цементации и строе­нием цемента. Количество цементирующего материала может варьировать в породе в широких пределах — от единиц до несколь­ких десятков процентов. Чем больше цементирующего материала, тем прочнее, как правило, цементация породы.

По соотношению обломков и цементирующего материала выде­ляются следующие типы цементов (рис. 112):

Базальный — обломки заключены в цементирующем материале (составляющем от 30 до 50% всей массы породы) и не соприка­саются друг с другом.

Выполнения пор — количество цементирующего вещества ко­леблется в значительных пределах в зависимости от объема поро-вых пространств породы.

Пленочный — количество цемента по сравнению с массой об­ломков невелико (обычно менее 10% всего объема породы). Це­ментирующий материал покрывает тонким слоем все обломки, свя­зывая их между собой; часть поровых пространств между зерна­ми остается незаполненной.

Контактовый — цементирующего вещества в породе очень ма­ло и он развит лишь в местах соприкосновения обломков, поры остаются незаполненными.

Цементирующий материал может быть распределен в породе равномерно или неравномерно. В последнем случае в одной н той же породе на различных ее участках наблюдаются различные ти­пы цементации (например базальный и поровый).

Типы цемента и соответствующая им прочность показаны в табл. 15.

Таблица 15 Зависимость прочности цементации от типа цемента

(по М. С. Швецову)

 

Типы цемента	Прочность цементации
Контактовый	Цементация непрочная
Поровый	Прочность цементации может быть раз­личной и зависит от объема порових пространств
Базальный	Цементация прочная
Коррозионный	Цементация очень прочная
Цементы перекристаллиза­ции: крустификацион н ы й регенерационный пойкилитовый	Цементация очень прочная ■»»»»»»

Рис. 113. Разновидности строения кристаллических цементов:

а — крустификацнонный, б —цемент регенерации, в — пойкили­товый

Существенное влияние на прочность породы оказывает строе­ние цементирующего вещества. Цемент может быть аморфным или кристаллическим. Аморфные цементы обычно моиоминераль-ны, чаще всего они сложены опалом или фосфатом. Кристалличе­ские цементы образуют кальцит, гипс, кварц и некоторые другие минералы.

8* 227

По особенностям строения кристаллических цементов выделя­ют следующие их разновидности (рис. ИЗ):

Цемент обрастания (крустификационный) — цементирующее вещество обрастает обломочные зерна тонкой корочкой. Оптиче­ская ориентировка обломочных зерен и кристаллов цементирую­щего вещества различна. Разновидностями цемента обрастания являются радиально-крустификационный и пленочный.

Цемент регенерации наблюдается в случае разрастания обло­мочных зерен. Состав обломочных зерен и цемента одинаков (ча­ще всего это кварц). В случае заполнения цементирующим мате­риалом всех поровых пространств образуется плотная «сливная» порода.

Пойкилитовый цемент — слагается минералами (гипс, кальцит и др.), образующими крупные кристаллы, включающие в себя не­сколько обломочных зерен.

Коррозионный цемент характеризуется частичным разъеданием обломочных зерен и замещением их цементирующим материалом.

Структуры глин

В основу классификации структур глин положен их грануло­метрический состав. Специфической особенностью этих пород яв­ляется очень малый размер глинистых минералов (обычно не пре­вышающий 0,01 мм). Порода, состоящая исключительно из гли­нистых минералов, характеризуется пелитовой структурой. Нали­чие в глинах обломочной примеси делает необходимым выделение алевропелитовой, псаммопелитовой и смешанных структур. Коли­чество обломочной примеси оказывает влияние на степень пла­стичности и ряда других свойств глинистых пород.

Пелитовая структура характерна для пород, состоящих пре­имущественно (не менее 90—95%) из частиц размером мельче 0,01 мм. В зависимости от степени дисперсности материала пели-товую структуру подразделяют на пылеватую (преобладают ча­стицы 0,01 — 0,001 мм) и гелевую (преобладают частицы < 0,001 мм).

Алевропелитовая структура свойственна глинам, содержащим примесь обломочных зерен (размером 0,01—0,1 мм) в количе­стве 5—50 %.

Псаммопелитовая структура отличается от алевропелитовой бо­лее крупным размером (от 0,1 до 1 мм) обломочных зерен.

Если алевритовые и песчаные частицы присутствуют в глине в равных или в почти равных количествах, возникают структуры смешанного типа: псаммоалевропелитовая и алевропсаммопели-товая.

Брекчиевидная и конгломератовидная структуры характери­зуются наличием угловатых, округлых или овальной формы об­ломков глины, сцементированных глинистым веществом. Породы с подобной структурой образуются в результате местного размыва

глинистого осадка и последующей его цементации в процессе диа­генеза.

Реликтовая структура характерна тем, что в породе наблю­даются контуры частиц, за счет разложения которых образова­лись глинистые минералы. Разновидностью ее является пепловая структура монтмориллонитовых глин, образовавшихся за счет раз­ложения пирокластического материала.

Фитопелитовая структура свойственна глинистым породам, в тонкодисперсной массе которых рассеяно значительное количество растительных остатков различной степени сохранности.

При изучении глин в шлифах обычно отмечают определенные разновидности микроструктур основной глинистой массы, выделен­ные на основании различного расположения чешуйчатых глини­стых частиц и неодинаковой их оптической ориентировки. Чаще всего наблюдаются следующие микроструктуры:

Псевдоаморфная структура — глинистая масса имеет тонкоди­сперсное строение и почти не действует на поляризованный свет. Однако изучение такой глины при помощи электронного микро­скопа показывает, что она состоит из мельчайших кристаллов. Иногда наблюдаются следы оолитового, волокнистого строения или отдельные более крупные кристаллы.

Чешуйчатая структура — глинистая часть породы сложена раз­нообразно ориентированными чешуйками глинистых минералов. При вращении столика микроскопа наблюдается агрегатная поля­ризация.

Ориентированная структура — характеризуется наличием агре­гатов глинистых частиц с одинаковой оптической ориентировкой. При скрещенных николях все поле зрения или значительные его участки погасают одновременно как один кристалл.

Спутанно-волокнистая структура — в скрещенных николях на­блюдается беспорядочное переплетение тонких волокон, поочеред­но погасающих и просветляющихся при вращении столика микро­скопа.