Основы инженерной геологии

I. КонформнозернистыеII. Неконформнозернистые

гипидиоморфнозернистая

гипидиогpанобластовая

гранобластовая, лепидобластовая, фибро- (или немато-) бластовая

Механоконформнозернистая Цельноскелетные биоморфные: а) раковинные, или ракушняковые, б) биогeрмные и др.

Шаро- или сфероагpeгатные: а) оолитовая, б) сферолитовая, в) пизолитовая, г) бобовая, д) онколитовая, е) конкреционная, ж) желваковая, 3) копролитовая, и) окатышевая, к) сгyстковая, л) комковатая и др.

Обломочная, или кластическая: а) кристаллокластическая, б) литокластическая, в) витрокластическая, г) биокластическая

Осадочные породы имеют структуры, отличные от магматических. Большая масса этих пород -- породы обломочные, структура их кластическая, т.е. порода состоит большей частью из обломков отдельных минералов или даже пород.

К органическим осадочным породам кластического же происхождения применяются те же структурные обозначения, а в химических осадках, по самому способу их происхождения, могут получиться структуры и кластического характера, и аналогичные структурам пород метаморфических, и частично также изверженных.

В осадочных породах нередки порфировые структуры: на фоне относительно микрозернистой или даже пелитоморфной массы выделяются крупные зерна (не больше 30-35%) - раковины, гальки или кристаллы, нередко идиоморфные. В последнем случае неправильно всегда делать вывод о их самом раннем выдлении: они могут быть и самыми последними в генерациях минералов, если минерал обладает большой кристаллизационной силой, например доломит в кальцитовой основной массе (Фролов, 1992). Я считаю, что употребление этого термина для кластических и органогенных пород недопустимо, его логичнее оставить для магматических и хемогенных пород во избежание путаницы.

Визуально незернистые породы называются пелитоморфными, если они землисты, т.е. глиноподобны (трепела, опоки, мергели, алевролиты и т.д.), или афанитовыми, если они стекловаты, как обсидиан (яшмы, кремни, некоторые фарфоровидные известняки, фосфориты и др.).

Форма зерен оценивается по степени искаженности, например, мexaническими - разламыванием (дроблением), окатыванием или химическими способами, а также по стeпени идиоморфности. Выделяют неокатанные, плоxo-, средне-, хорошо и очень хорошо окатанные зерна. Идиоморфные зерна противопоставляют неидиоморфным, не выразившим свою форму, как бы "бесформенным", а также ксеноморфным, приобретшим чужую форму (форму минерала, которого заместил данный или заполнил после растворения). В осадочных породах важна не только кристаллическая форма, но и органогенная или натечно-коллоидная, конкреционная и др. Различают три или четыре типа конформных структур.

Структуры осадочных пород по соотношению зерен:

1-3 - конформнозернистые и 4-6 - неконформнозернистые структуры: 1a - гипидиоморфная, 1б - гипидиобластовая с элементами биоморфной, - гpaнo-, лепидо- и нематобластовые; 3 - механоконформная; 4 - обломочная, или кластическая; 5 - биоморфная раковинная; 6 - сфероагpeгатная, например оолитовая

1. Гипидиоморфная, в которой зернами являются кристаллы, последовательность выделения которых выражается их степенью идиоморфизма: ранние более идиоморфны, поздние приспосабливаются к промежуткам; образуется при кристаллизации из раствора, т.е. первично, подобно тому, как это происходит при кристаллизации из расплавов (граниты, габбро и др.).

2. Гипидиобластовая внешне похожа на гипидиоморфную, но существенно отличается происхождением: она не первична, а вторична, возникает при метасоматозе или перераспределении вещества в твердой породе, например при доломитизации известняков. Доломит, обладая большей кристаллизационной силой по сравнению с кальцитом, способен образовать свою ромбоэдрическую форму даже в твердой, известковой породе, как бы раздвинуть или уничтожить кристаллы кальцита. Эта структура является промежуточной между гипидиоморфной и гранобластовой.

3. Гранобластовая, а в случае листоватой или волокнистой формы кристаллов - лепuдобластовая и фuбробластовая (нематобластовая). Кристаллы не идиоморфны, а неправильны. Они образуются при бластезе - росте кристаллов в твердой породе, при раскристаллизации аморфногo вещества или перекристаллизации кремневых, карбонатных, глинистых и других пород. Структура, таким образом, вторична. Она также свойственна всем метаморфическим породам: гнейсам, сланцам, амфиболитам и т.д.

4. Механоконформная, возникает при механическом приспособлении зерен друг к другу под давлением вышележащих слоев или стрессовым: более пластичные и менее крепкие зерна (слюды, обломки глин, сланцев, известняковв и т.д.) приспосабливаются к прочным (кварц, часто плагиоклазы, обломки кварцитов, кремней и др.), обжимаются вокруг них, прилегая плотно, без промежутков; прочные зерна часто вдавливаются в пластичные. Часто эти структуры конформны не полностью, так как степень механическогo приспособления бывает разной, варьирующей от 0 до 100%. Развивается структура по обломочной, раковинной и сфероагpегатной, реликты которых четко просматриваются.

Неконформнозернистые структуры характеризуются несоответствием контуров у соседних зерен, и последние не заполняют полностью пространство, часть eгo остается пустым (это пористость породы) или позже заполняется цементом. Каждое зерно индивидуально, идиоморфно, зерна не приспособлены друг к другу, и в породе возможно сближение зерен при уплотнении или перекристаллизации, при которых развиваются уже конформнозернистые структуры, стирающие первичные. В зависимости от формы и, следовательно, от способа образования зерен различают три основных типа неконформных структур.

1. Цельноскелетные биоморфные структуры - раковинные, или ракушняковые (структурными элементами - зернами - являютcя раковины), и биогeрмные - коралловые, строматолитовые и др., кoгдa захороняются скелеты обычно прикрепляющихся организмов.

2. Сфероaгрегатные, и примыкающие к ним многoчисленные структуры в основном химическогo и биологическогo происхождения, когда структурными элементами служат обычно сферические тела - aгpeгaты мелких кристалликов или аморфные образования, сохраняющие свою первичную форму: оолитовая, бобовая, конкреционная, желваковая, окатышевая и т.д. Они широко распространены в карбонатных, фосфатных, алюминиевых, железных, марганцевых и других породах.

3. Обломочные, или кластические, структуры: породы сложены обломками кристаллов, стекла, пород, органических остатков, т.е. имеют соответственно кристалло-, витро-, лито- и биокластическую структуру. Последняя нередко называется оргaногeнно-обломочной или органогeнно-детритовой. То, что зерна - обломки, видно по их контурам, которые представляют поверхности дробления с одной или разных сторон, первично целостногo кристалла, оолита, раковины или вулканическогo стекла. Обломочные структуры свойственны всем обломочным породам, большинству глинистых и фосфоритовых, многим карбонатным, бокситовым, эффузивным и дрyгим породам. Это самые распространенные осадочные структуры: ими обладают 60-70% осадочных пород или больше.

Размер зерен --

вторая, а для обломочных пород - первостепенная сторона структуры. Хотя еще существует некоторый разнобой в понимании гpаниц гpанулометрических (гpеч.гранула - зерно) типов и классов, особенно в разных странах, все же большинство из них понимается одинаково или близко. Из двух основных требований к гранулометрическим классификациям - естественность границ и удобство в употреблении - в существующих классификациях обычно выполняется одно, так как в детальных классификациях совместить их трудно. Требование естественности гpаниц особенно важно для обломочных пород, слагающихся из зерен, переносившихся и откладывавшихся индивидуально, когда проявлялись качественные скачки между разными популяциями зерен. К гpанулометрии кластолитов приспосабливаются размерностные структуры и других пород, что упрощает и унифицирует структурный анализ осадочных пород в целом.

По размеру зерна все структуры, как и породы, прежде всего делятся на три группы: яснозернистые (зерно которых видно не вооруженным глазом), и визуально воспринимаемые как сплошные, бесструктурные: скрытозернистые и незернистые, что и обозначается соответственно: пелитоморфные, т.е. глиноподобные, землистые (например, мергели, опоки, диатомиты), и афанитовые - стекловатые по виду (обсидианы, кремни, яшмы).

Главное значение в связи с процессами образования обломочных пород имеет величина обломков; поэтому различают кластические структуры:

грубообломочные (ранее называли псефитовые, от др.-греч. psefos -- камешек, голыш, галька), с величиной зерна больше 2 или 2,5 мм;

среднеобломочные (псаммитовые, от psammos -- песок, с величиной зерна от 2,5 (2,0) до 0,05 (0,1) мм (для уточнения вместо этого термина используют: грубо-, средне-, мелкозернистые и т.д.) и

мелкообломочные, или пелитовые (pelos-- глина) -- зерна размером менее 0,05 (0,1) мм.

Граница между последними 0,05 мм - предел разрешения глазом зернистости. С этой границей совпадает скачок свойств и в породах: в более тонких осадках появляется связность, резко подскакивает высота капиллярного поднятия и т.д. Естественное обоснование имеет и граница 2 мм: более крупные обломочные породы практически только литокластические, т.е. состоящие из обломков пород, а более мелкие чаще бывают кристаллокластическими, т.е. состоящими из обломков минералов.

Граница 0,0001 мм (или 0,0002 мм) также естественна, так как отмечает верхний предел коллоидных растворов, не подчиняющихся силе тяжести, имеющих один заряд для всех частиц, снятие которых вызывает коагуляцию коллоидногo раствора и осаждение. Это и предел разрешения световогo микроскопа, так как размер коллоидных частиц меньше половины длины световой волны. Некоторое обоснование раздела гравия и галек в 10 мм приводит Л.Б. Рухин (1969). Верхний предел галек (10 см) принимается без обоснования, а иногда егo отодвигают до 20 см.

Важно отмечать габитус, или облик зерна: волокнистый, листоватый, уплощенный, призматический, кубический и т.д. Свою форму имеют и сохраняют или утрачивают не только кристаллы, но и раковины, сфероагрегаты, даже обломки пород и стекла. Описываются и все искажения или невыраженности идиоморфности: неправильность (в гранобластовых структурах), ксеноморфность (у псевдоморфоз, заполняющих объем замещенногo кристалла). Обычно выдляют зерна четырех типов:

изометричные, когда три поперечника зерна примерно равны между собой, или наибольший не превышает наименьший более чем в 1,5 раза;

удлиненные, когда два поперечника примерно равны между собой, а третий превышаer их более чем в 1,5 раза;

уплощенные, когда один из поперечников заметно (более чем в 1,5 раза) меньше двух остальных (разновидность - листоватые);

удлиненно-уплощенные, промежуточные между вторым и третьим типами.

Из вторичных изменений формы наиболее важны окатанность и регенерированность, а также изменение формы при перекристаллизации. Окатанность оценивают по тpex- или пятибалльной шкале и нередко выражают в процентах. Зерна мельче 0,05 мм практически никогда не окатываются, так как переносятся чаще вceгo во взвешенном состоянии.

Структуры метаморфических пород

Все метаморфические породы обладают полнокристаллическими структурами, так как ни в одной из них не может сохраниться вулканическое стекло. Метаморфические породы получаются путем перекристаллизации материнских пород в твердом состоянии, так что ни в один момент метаморфизации порода не приходит ни в состояние плавления, ни в состояние растворения, а потому и понятно, что при полной кристалличности этих пород, как и пород интрузивных, здесь не может наблюдаться ясно выраженного порядка в степени идиоморфизма их минералов. Если здесь и наблюдаются иногда более или менее хорошо ограненные минералы, то эта их форма обусловлена резко выраженной тенденцией этих минералов проявлять в самых неблагоприятных для роста условиях свою огранку. Поэтому структура пород метаморфических сходна со структурой, получающейся, например, при раскристаллизации стекол в твердом их состоянии, т.е. это есть структура кристаллобластовая (blastano -- расти), очень характерная для метаморфических пород.

Сообразно совершенно отличному от изверженных пород происхождению полнокристаллическая структура пород метаморфических и все характерные ее элементы обозначаются присоединением к корню структурного термина изверженных пород окончания бластовая. На основании сказанного понятно, что должны обозначать термины: гранобластовая, порфиробластовая, идиобластовый, ксенобластовый и прочее. Но имеются принципиальные отличия между структурой порфиробластовой и бластопорфировой. Наименование первой говорит о том, что структура образовалась за счет процессов перекристаллизации, второй -- о формировании метаморфической породы по магматическим образованиям с порфировой или порфировидной структурой.

Для характеристики структуры метаморфической породы большое значение имеет также облик господствующих минералов -- изометрический, пластинчатый или игольчатый -- и достаточно широко распространены термины, отображающие эту особенность структуры (соответственно гранобластовая, лепидобластовая и нематобластовая структура).

Наконец, весьма важна для распознавания материнской породы, из которой произошла данная метаморфическая, так называемая реликтовая (латинское relictus -- оставленный, остаточный) структура, т.е. остающаяся в небольших участках метаморфической породы структура первоначальной породы. Обычно реликтовые структуры сохраняются в породах, подвергавшихся лишь низким ступеням метаморфизма. В метамагматических породах часто обнаруживаются лишь следы таких структур магматических пород, как офитовая, сферолитовая и др. В метаосадочных породах выделяются бластопсаммитовая, бластоалевролитовая и т.п. структуры. В некоторых случаях остаточные структуры сохраняются и в породах средних ступеней метаморфизма.

Существует еще одна группа структур метаморфических пород -- катакластические. Породы, подвергшиеся процессам деструктуризации, в дальнейшем легче перекристаллизовываются, и возникают типичные метаморфические породы.

Текстуры горных пород

Текстуры, как и структуры, можно рассматривать отдельно для каждого из классов пород, но в таком случае будет довольно много повторяющегося текста. Поэтому я предпринял попытку объединить рассмотрение текстур в единый текст, уточняя по месту характерность тех или иных для определенных классов. Стало любопытно, что из этого получится.

Текстура - расположение зерен в породе - полнее всего изучается в обнажении, менее полно - в керне буровых скважин и в образцах. Текстура определяет не только многие физические свойства породы - проницаемость, крепость и раскалываемость, т.е. является самым выразительным признаком физической анизотропии породы, но и важнейшие генетические признаки, позволяющие восстанавливать динамику среды (воздушной или водной) - ее активность, характер движения (течения, волнения), eгo силу, направление и т.д.

Текстуры осадочных и вулканических пород подразделяются на поверхностные, присущие поверхностям напластования и объемные, слагающие весь объем породы. Примеры поверхностных текстур - канатные лавы, знаки ряби, трещины усыхания и т.д. После захоронения под следующим слоем осадка они могут переходить в части объемных текстур (волнистая и косая слоистость). Здесь рассматриваются только объемные текстуры. По той причине, что студенты по нашему учебному плану сначала сталкиваются с образцами пород в аудитории, а уже потом, на практике - в обнажении. И для учебных целей важнее именно объемные текстуры, которые можно наблюдать в отдельно взятых образцах.

При расположении минералов в породе без всякого порядка получается массивная текстура, встречающаяся в породах магматических, метаморфических и осадочных. Последние имеют часто слоистую текстуру. Слоистая текстура выражается в чередовании, иногда очень тонком и резком, слоев различного состава, что характерно для осадочных пород. Для большинства метаморфических пород свойственна сланцеватая или полосчатая текстура, обусловленная параллельным расположением минералов, в строении которых должно быть ясно выражено направление -- линейность или пластинчатость. Флюидальная текстура эффузивных пород, напоминающая отчасти линейную текстуру кристаллических сланцев и показывающая бывшее течение магмы, наблюдается в тех породах, в которых имеются минералы призматические, могущие запечатлеть течение лавы, и не видна там, где в тех же условиях отвердевания расплавленной массы минералы являются изометричными.

По способу заполнения пространства различаются плотные и пористые текстуры. При полном заполнении минералами (в том числе стеклом) породы занимаемого ею пространства получаются плотные текстуры; в противном случае имеют место пористые текстуры и т.д. Плотная - самая распространенная текстура не только метаморфических, но и магматических пород. Пористые текстуры более свойственны эффузивным и осадочным породам. Степень пористости или ее отсутствие у плотных пород, определяется по впитыванию воды в породу, по прилипанию к языку в случае капиллярной пористости, по весу породы (объемному весу) и рыхлости. На больших глубинах и под большим давлением пористость, конечно, должна исчезнуть. Если пустоты заполнены вторичным (чаще всего) материалом, то получаются миндалекаменные текстуры.

Крепость, т.е. сопротивление разрушению (не путать с твердостью, определяемой у минералов), оценивается по тpex-, четырех- или пятибалльной шкале:

породы рыхлые (не держат форму, рассыпаются сами или при легком нажатии пальцами),

слабой крепости (рассыпаются в пальцах с нажатием),

средней крепости (не ломаются в руках, но легко разбиваются молотком),

крепкие (трудно разбиваются молотком) и

весьма крепкие (очень трудно разбиваются молотком).

И более подробно.

Массивная текстура, она же изотропная, хаотическая или однородная - наблюдается в породах, образующихся без влияния стресса -- в метасоматических породах, в глубинных зонах метаморфизма, когда высокое литостатическое давление полностью затушевывает действие стресса.

В магматических породах образуется в условиях спокойной кристаллизации и отсутствия движений. Она характеризуется тем, что в любой части породы зерна минералов располагаются равномерно, без какой бы то ни было ориентировки. Однородные или массивные текстуры распространены в интрузивных породах наиболее широко.

Текстуры осадочных пород

Внутренние текстуры, присущие всему объему породы, делятся на неслоистые и слоистые (см. Фролов, 1992). Описываются форма слоистости, ее размер, степень выраженности (ритмичной сортировкой материалов, цветом, включениями или иным способом). Часто текстура лучше видна на выветрелой поверхности, которая вообще в осадочных породах изучается весьма детально. Нередко в грубообломочных породах флювиальный (или потоковый) характер движения воды выражен черепитчатым перекрытием гальками друг друга, что позволяет определять направление течения: поверхность галек наклонена (см. Фролов, 1992, ч.II, гл.13) против течения.

Основные типы слоистости осадочных пород: а-б - косая однонаправленная, с прямыми (а) и вогнутыми (б) слойками и с параллельными серийными швами; в - косая разнонаправленная с клиновидными прямолинейными швами; г-е косоволнистая (с волнистыми ceрийными швами) однонаправленная (г), разнонаправленная (д), крупная и мелкая (е); ж-и - волнистая крупная, или мульдоо6разная (ж), мелкая волнистая в основном с симметричной волной (з, показаны две серии) и с асимметричной волной и оползневыми складками (и); к-м - гoризонтальная волнистая (гoризонтально-волнистая, (к), полого косая (косогоризонтальная, л) и cтpoгo гoризонтальная непрерывная и прерывистая (м)

Градационная слоистость: а - нормальная (прямая гpaдационность); б - перевернутая, или инверсионная (обратная гpадационность); в - симметричная

Текстуры наложенные ранние сингeнетичные (а-д), диагeнетичные (е,ж), катагeнетичные (з-к) , гипергeнные (л) и метаморфические (м): а - комковатая, или кучерявая (результат проникновения корней растений); б - взмучивания, или темпеститовая (штормовая); в - подводно-оползневая и coлифлюкционная (направление оползания - справа налево); г - блюдцеобразная (следы мaccoвoгo выжимания воды); д - элювиальная (твердое дно, или панцирь); е - скорлуповатая, колломорфная (одновременно это и структура); ж - конкреционная, или концентрически-слоистая; з - фунтиковая, или "конус в конусе"; и - стилолитовая в известняках; к - замещения (со стороны вepxнeгo левoгo угла, например окремнение); л - кольца Лизегангa, подчиненные трещинами отдельности в песчаниках; м - сланцевая, на крыльях изоклинальной складки параллельная слоистости, а в замках перпендикулярная ей

Часто оценивают в поле степень сгруженности материала у крупно- и грубообломочных пород: опираются ли гальки, раковины и другие механически перемещенные компоненты друг на друга (хорошо сгружены) или они не касаются друг друга и отстоят на каком-то расстоянии (не сгружены). Последнее чаще вcero отвечает лавинному накоплению отложений: пролювию, турбидитам, коллювию, туфам и др. Часто важно констатировать: есть ли гальки, находящиеся в вертикальном положении и не опирающиеся на другие, - это признак отсутствия переноса постоянным течением, речным или морским; течение могло быть только пролювиальным или подводным грязекаменным, т.е. спазматическим.

Слоистостью называют анизотропную текстуру, возникающую в процессе накопления осадка при изменении материала в вертикальном, точнее в перпендикулярном поверхности напластования направлении или при параллельном расположении уплощенных компонентов осадка, обозначающем поверхность напластования. Слой, или пласт, - геологическое тело плоской (плащеобразной) формы, сложенное более или менее однородной породой, ограниченное сверху и снизу поверхностями напластования. Слоистость, следовательно, можно также определить генетически как анизотропную седиментогенную текстуру, отражающую перемещение в пространстве поверхности наслоения.Классификация текстур осадочных пород

А. Текстуры внутренние, присущие всему объему породы. Б. Текстуры поверхностей слоев.

I. Текстуры наслоения, формирующиеся одновременно с седиментацией.

Беспорядочная, неслоистая.

Слоистые текстуры со слоистостью:

горизонтальной,

волнистой,

косоволнистой,

косой:

а) однонаправленной и

б) разнонаправленной.

II. Текстуры наложенные, ранние, сингенетичные.

биогенные:

Илоядная, ихнитолитовая или биотурбитовая,

Корневая комковатая.

Взмучивания.

Оползания и оплывания.

Гидроразрывные.

Элювиальные, или сингeнетично-метасоматические:

беспорядочная (а порода вторично изотропная),

вертикально расчленяющая.

III. Текстуры наложенные, поздние: диа-, катa-, мета-, эпигeнетические, гипергенные, тектонические.

Скорлуповатая.

Конкреционная.

Фунтиковая.

Стилолитовая.

Замещения.

Зебровая, или кольца Лизеганга.

Сланцеватая.

Полосчатая.

Плойчатая.

Кливаж. I. Текстуры кровли.

Рябь:

симметричная,

асимметричная.

Трещины усыхания.

Мерзлотные клинья.

Глиптоморфозы кристаллов солей, льда.

Следы капель дождя и града.

Следы струй течения и стекания.

Следы волочения.

Следы ползания.

Следы зарывания и сверления.

Следы размыва и элювиирования

II. Текстуры подошвы.

Механоглифы:

язычковые валики слепки борозд размыва,

обоюдоострые валики - слепки царапин,

шевроновые валики - следы волочения,

одиночные буroрки - следы падения,

рябь,

знаки внедрения, диапиры глиняные и др.

2. Биоглифы:

извилистые валики - следы ползания,

буroрки одиночные и парные - следы зарывания,

буrpы одиночные - следы сидения и пребывания,

отпечатки следов ног и лап и др.

Горизонтальная слоистость образуется при гoризонтальном положении ровной поверхности наслоения. Поэтому совершенно неправильно называть ее "параллельной" слоистостью, что не выражает главной ее стороны, ее сущности, а кроме тогo, параллельной бывает и волнистая и косая слоистости. Горизонтальная слоистость, несмотря на ее общую простоту, морфологически и динамически весьма разнообразна. Наиболее распространены градационная (рис. 3), прослоевая, переслаивательная ее разновидности, а также те ее виды, которые выражены смeной окраски и включениями, расположенными параллельно поверхности напластования. Градационная гoризонтальная слоистость (рис. 3, а) образуется при достаточной толщине слоя воды (т.е. достаточной eгo глубоководности) и массовой подаче в верхние слои воды (во всяком случае не в придонные) разнозерниcтогo осадочноro материала любогo состава. Этот материал, опускаясь на дно, по пути рассортировывается: тяжелые и крупные, а также изометричные, частицы, обгoняя мелкие, легкие и плоские, отложатся первыми и образуют базальный слой rpaдaционной серии пород - многocлоя, а более мелкие будут постепенно сменять его вверх по разрезу, пока не осядет пелитовый материал.

Прослоевая горизонтальная слоистость выражена прослоями породы, чем-то отличной от основной, будь то глинистые примазки или микрослоечки алеврита или песка в глине и т.п., а также микрослоечки планктонных форм. Пока прослойки явно подчиненные, они не нарушают монопородности слоя. Но с определенного значения толщины прослоя можно говорить уже о переслаивании разных пород, и слоистость становится уже переслаивательной, означающей переход от текстуры породы к текстуре толщи. Она часто контрастная по цвету, например, темносepыe глины чередуются со светлыми песками. Горизонтальная слоистость, выраженная сменой окраски, встречается часто, но может быть принята за вторичную. Нередко она вообще выявляется только на поверхности выветривания.

Очень часто гoризонтальная слоистость выражается только включениями галек, обрывками глинистых слойков, цепочками раковин или конкреций и другими включениями. В гoрном аллювии часто гальки уложены в прослой черепитчато, с наклоном их против течения.

Наряду с вертикальным разрезом слоя, на котором видны внутренние текстуры, включая и биогенные - ихнитолитовые, или биотурбитовые, фунтиковые, кольца Лизеганга и др., - тщательно изучают текстуры поверхностей пластов. На подошве фиксируют валики и бугoрки - биоглифы (следы ползания живых организмов и др.), механоглифы (следы размыва, царапин, внедрения и т.д.) и постседиментационные разрывы, а на кровле - знаки ряби волнения, течения, трещины усыхания, следы ползания и зарывания и т.д. Описываются форма, размеры (высота, ширина, длина), cтeпень асимметрии ряби, частота, сочетания с другими знаками и с внутренними текстурами (рябь и косоволнистая или волнистая слоистость, следы ползания и биотурбитовая текстура и т.д.) и направление знака, свидетельствующее о направлении течения.

Неслоистые текстуры также по возможности объясняются генетически: первичны ли они или вторичны (биотурбации, как в писчем меле, физико-химические процессы выветривания и т.д.). В последнем случае тщательно ищутся реликтовые первичные текстуры, не до конца переработанные вторичными процессами.

Текстуры магматических пород

Различаются три вида текстур, возникающих в процессе кристаллизации магмы без влияния внешних факторов: однородная, или массивная, такситовая (неоднородная, пятнистая) и шаровая.

Такситовая (неоднородная, пятнистая, или шлировая) текстура отличается неоднородным распределением составных частей пород в различных участках. Эти участки могут отличаться друг от друга как по составу (наличие скоплений мафических минералов, шлиров, ксенолитов), так и по структуре. Формирование такситовых текстур обусловлено изменением физико-химических условии кристаллизации магмы (различием градиента температур в отдельных участках породы, колебанием давления, в том числе и давления флюидов, диффузией вещества в газово-жидкой среде), наличием переработанных ксенолитов (захваченных магмой на разной глубине обломков окружающих пород).

Среди текстур, возникновение которых происходит под влиянием кристаллизации в движении или других причин, различают линейную, полосчатую, гнейсовидную, трахитоидную, флюидальную. Линейная текстура проявляется в линейной ориентировке в пространстве призматических или столбчатых минералов. Трахитоидная текстура связана с субпараллельным расположением в породе таблитчатых или уплощенно-призматических кристаллов полевых шпатов. Эта текстура образуется при кристаллизации расплава в движении. Флюидальная текстура вулканитов характеризуется потокообразным расположением зерен, микролитов, кристаллитов. Породы с флюидальностью часто характеризуются тончайшим переслаиванием разноокрашенных полос вулканического стекла. Микрополосчатость вытянута в направлении движения лавы, обтекает вкрапленники, как правило, смята в мельчайшие складки. Флюидальность возникает при продвижении вязкой застывающей лавы.

Гнейсовидная текстура полнокристаллических интрузивных пород с субпараллельным расположением преимущественно мафических минералов появляется в процессе кристаллизации магмы под воздействием одностороннего давления. Полосчатая текстура наблюдается у пород, сложенных чередующимися слоями разного состава или разной структуры. Образование такой текстуры в интрузивных породах может быть связано с гравитационной дифференциацией или с процессами ликвации, предшествовавшими кристаллизации. Примером пород с полосчатыми текстурами являются габбро-норитовые расслоенные интрузивы древних платформ, а также некоторые полосчатые породы дунит-гарцбургитовой ассоциации. Полосчатая текстура вулканитов представлена чередованием полос различной окраски (обычно маломощных -- первые сантиметры, а чаще миллиметры), незначительно отличающихся друг от друга по химизму, структуре основной массы, составу стекол. Часто в полосах отмечается субпараллельное границам расположение микролитов.

Пузыристая текстура обусловлена наличием в породе незаполненных полостей, которые ранее были заняты пузырьками газа. Они фиксируют процесс отделения от магмы летучих компонентов при ее извержении. Объем пузырей в породе, их форма и размеры связаны с составом магмы (а соответственно и флюидной фазы), а также зависят от приуроченности породы к той или другой части вулканического тела, иногда значительно отличающейся режимом охлаждения и отделения летучих. При дальнейшем развитии пород пузырьки выполняются вторичными минералами и образуется миндалекаменная текстура. Миндалины могут быть сложены одним минералом (например, хлоритом, карбонатом, кварцем) или двумя-тремя, тогда они имеют концентрически-зональное строение -- стенки пустот выполнены одним минералом, а центральные части -- другими.

Промежуточное положение между текстурой, а, скорее - первичной отдельностью магматических пород занимает шаровая текстура, широко распространенная в эффузивных породах основного состава. Сфероиды обладают концентрическим строением, обусловленным ориентированным распределением в породе пузырей, уменьшением их количества и размеров и некоторым увеличением зернистости от периферии к центру шара, часто в них отмечается радиальная трещиноватость. Промежутки между шарами заполнены мелкими, иногда скорлуповатыми обломками базальтового стекла (гиалокластитами или палагонитовыми брекчиями), осадочным, чаще всего кремнистым, а иногда глинистым или карбонатным материалом. Шаровыми текстурами обладают подушечные лавы.

Текстуры метаморфических пород

Сланцеватая текстура, свойственная огромному большинству метаморфических пород -- кристаллическим сланцам. Сланцеватость выражается в параллельном расположении минералов породы: биотиты, вообще слюды и хлориты располагаются так, что явно лежат в параллельных плоскостях или поверхностях (при изогнуто-сланцеватой текстуре), призмочки роговой обманки все удлинены в одном и том же направлении и т.п. Сланцеватость эта объясняется тем, что минералы в сланцах развиваются и растут в наиболее благоприятном для роста направлении, т.е. в направлении, перпендикулярном к давлению: пластинчатые минералы распространяются при своем росте в этой плоскости. Естественно, что сланцеватость обусловливается или прежними плоскостями наслоения осадочной породы, или вновь образующимися, под влиянием спрессовывания, поверхностями отдельности, скольжения или кливажа.

Сланцеватая текстура характеризуется ориентированным расположением минералов. Эта текстура широко распространена в метаморфических породах, развитию ее способствует стресс. Различают сланцеватость, возникающую при механических деформациях, и кристаллизационную сланцеватость, которая связана с явлениями перекристаллизации. Кристаллизацонные сланцеватые текстуры подразделяются на плоскопараллельные и линейные. В породах с плоскопараллельными текстурами слюда и другие листоватые минералы располагаются параллельно плоскостям сланцеватости. В случае, когда в породах содержится большое количество шестоватых минералов, ориентированных длинными осями в одном направлении, появляется линейная сланцеватость.

Сланцеватость может осложняться мелкими складками, тогда образуется плойчатость. Существует также линзовидная сланцеватость -- очковая текстура, когда на фоне основной ткани могут выделяться отдельные порфиробласты или линзовидные агрегаты кристаллов (полевых шпатов, кварца), облекаемые сланцеватостью.

Полосчатая текстура характеризуется чередованием параллельно расположенных слоев, отличающихся по минеральному составу. Она может образоваться по исходным полосчатым породам. Возникают такие текстуры и за счет метаморфической дифференциации вследствие перераспределения вещества.

Пятнистые текстуры формируются при неправильном пятнистом распределении минералов в породах. Они встречаются в метаморфизованных обломочных породах, в том числе туфах, а также появляются за счет стяжения в процессе метаморфизма первично равномерно распределенного в породе тонкодисперсного вещества. Например, пятнистые текстуры отмечаются при стяжении углистых частичек, тончайших чешуек хлорита и серицита в экзоконтактовых зонах интрузий.

Среди реликтовых текстур метаморфических пород хорошо различается миндалекаменная, которая обнаруживается в метамагматических породах низких ступеней метаморфизма, изредка встречается и в амфиболитах. Флюидальные текстуры, обычные для вулканических пород кислого состава, также иногда сохраняются в метаморфических породах низких ступеней метаморфизма. Ориентировка таких низкотемпературных минералов, как серицит, хлорит, а также перераспределение минералов при перекристаллизации часто подчеркивают флюидальность первичных вулканических пород, делая ее более ясной.

В метаосадочных породах нередко отмечаются реликты слоистой текстуры, иногда устанавливается первичная ритмичная или косая слоистость. Метаморфическая сланцеватость и полосчатость развиваются параллельно первичной полосчатости (что бывает чаще) или секут ее под некоторым углом.

22. Литогенез

(от Лито... и ...генез (См. …генез)

совокупность природных процессов образования и последующих изменений осадочных горных пород. Гл. факторы Л. -- тектонические движения и климат. Понятие о Л. впервые было введено в 1893--94 И. Вальтером, который выделил в процессе образования осадочных пород 5 основных фаз: выветривание горных пород, денудация (включая перенос исходного материала осадков), отложение, диагенез и метаморфизм. В цикле Л. различают следующие стадии Л.: 1) образование и мобилизация исходного вещества осадков в процессе физического и химического разрушения материнских пород и его перенос к месту захоронения -- поверхностный гипергенез; 2) поступление осадков в конечные водоёмы стока и окончат. осаждение -- Седиментогенез; 3) физико-химическое уравновешивание насыщенного водой осадка, завершающееся преобразованием его в осадочную породу -- Диагенез; 4) дальнейшие изменения породы по мере увеличения глубины её захоронения под влиянием возрастающих температуры и давления, а в некоторых случаях и воздействия водных растворов и газов -- Катагенез (иногда эту стадию неточно называют Эпигенезом); 5) последующее преобразование состава пород, особенно глинистых, при дальнейшем их погружении -- Метагенез, или собственно метаморфизм; чаще всего проявляется в геосинклиналях.

Некоторые исследователи (советские геологи Н. М. Страхов, Н. В. Логвиненко и др.) относят к Л. только гипергенез, седиментогенез и диагенез, а метагенез рассматривают как самостоятельную стадию между катагенезом и метаморфизмом.

Смена погружения данного участка земной коры его подъёмом прерывает прогрессивный Л. на одной из его стадий и обусловливает наступление регрессивного Л., завершающегося гипергенезом, сначала скрытым, или подземным (протекающим в анаэробных условиях), а затем -- поверхностным, когда породы подвергаются денудации, замыкающей один цикл Л. и начинающей новый.

Советский геолог Н. М. Страхов впервые (1956) выделил основные типы Л.: ледовый, гумидный, аридныий и вулканогенно-осадочный, существовавшие, по-видимому, начиная с послерифейского времени. При ледовом литогенезе (См. Ледовый литогенез) процессы осадкообразования происходят на участках материков, покрытых льдом; Л. протекает в форме механического породообразования с невыраженной дифференциацией вещества. Гумидный литогенез типичен для породообразования на суше и в морях в условиях влажного климата. При аридном литогенезе (См. Аридный литогенез) породообразование происходит на материках и в морях в условиях засушливого климата. Вулканогенно-осадочный литогенез характеризуется породообразованием на участках с наземным и подводным вулканизмом и на прилежащих к ним территориях (см. Вулканогенно-осадочные породы). Первые три типа Л. обусловлены климатом, и поэтому они распространены на поверхности Земли зонально, причём наиболее четко они выражены на платформах. Вулканогенно-осадочный Л. не зависит от климата и проявляется интразонально, главным образом в геосинклинальных областях, т. е. на площадях, наиболее тектонически активных. Каждый тип Л. обладает характерным сочетанием осадочных пород, выражающих специфический ход механической и химической осадочной дифференциации, а также биогенных процессов и вулканизма.

С Л. как процессом осадочного породообразования связано формирование очень многих самых различных полезных ископаемых, в том числе углей ископаемых (См. Угли ископаемые), нефти (См. Нефть), природных горючих газов, железных и марганцевых руд, бокситов, фосфоритов, россыпей и мн. др.

23. ЭПИГЕНЕЗ -- вторичные процессы, ведущие к любым последующим изменениям и новообразованиям м-лов и г. п., в т. ч. и полезных ископаемых. В 1940 г. Пустовалов применил термин Э. для наименования позднедиагенетической стадии осад. породообразования. Против такой узкой трактовки Э., получившей распространение в литологической лит. (но не в учении о полезных ископаемых, где всегда сохранялось правильное понимание Э.), возражали Швецов (1958), Вассоевич (1957) и др. Страхов и Логвиненко (1958) подчеркнули, что Э. является термином свободного пользования и не должен применяться для обозн. какой-либо определенной стадии литогенеза.

24. Классификация осадочных горных пород

В составе литосферы на долю осадочных пород приходится лишь около 5 %, однако они занимают до 75 % площади поверхности Земли. Характерным для осадочных пород является слоистость залегания (их называют пластовыми) и в большинстве случаев более пористое строение и меньшая прочность, чем у плотных магматических пород. В зависимости от условий образования осадочные породы подразделяют на три группы: механические отложения (обломочные), химические осадки, органогенные отложения.

Механические отложения (рыхлые и цементированные) образовались в результате разрушения других пород под воздействием процесса выветривания (действие воды, ветра, колебаний температуры, замораживания и оттаивания и других атмосферных факторов). В результате даже самые прочные массивные магматические породы разрушаются, образуя обломки разных размеров: глыбы, куски и более мелкие частицы.

Наряду с механическими разрушениями в результате взаимодействия составных частей горных пород с веществами, находящимися в окружающей среде, может происходить химическое разрушение. Так, полевые шпаты под действием воды, содержащей диоксид углерода, разрушаются, образуя водные силикаты алюминия, в частности минерал каолинит -- Al2Os-2SiO2-2H2O, водный кремнезем и углекислые соли калия, натрия, кальция:

КаО .Ala0s-6Si0a + яН2О + СО3 = = К2СО3 + Al2O3-2SiO3.2H3O + 4SiOs.mH,O

Продукты разрушения остаются на месте или чаще переносятся водными потоками, ветром, ледниками в другие места и после осаждения образуют рыхлые скопления пластов обломочных осадочных пород (песка, глины, гравия, природного щебня). Некоторые из них в последующем подвергаются цементированию природными цементами, выпавшими в толще рыхлых осадков из омывающих их растворов, образуя сплошные (сцементированные) горные породы различной плотности (песчаники, конгломераты, брекчии).

Химические осадки образовались в результате выпадения в осадок веществ, перешедших в состав водных растворов в процессе разрушения горных пород. Они являются следствием изменения условий среды, взаимодействия растворов различного состава и испарения (гипс, ангидрит, магнезит, доломит, известковые туфы).

Органогенные отложения -- породы, образующиеся в результате отложения отмирающего растительного мира и мелких животных организмов водных бассейнов. Многие морские организмы при жизни извлекают из воды соли кальция, растворенный кремнезем для построения своих скелетов, раковин, панцирей, стеблей. После отмирания, осаждаясь на дно и уплотняясь, они образуют пластовые отложения органогенных пород. Для строительных целей используют мел, известняки разных видов, диатомиты и трепелы

25. Характеристика минералов по классам

1. Самородные

2. Сульфиды

3. Оксиды и гидрооксиды

4. Галоиды

5. Карбонаты

6. Сульфаты

7. Фосфаты

8. Силикаты

1. Самородные элементы (минералы).

К этому классу относятся минералы, состоящие их одного химического элемента и называемых по этому элементу. Например: самородное золото сера и т.д. Все они подразделяются на две группы: металлы и неметаллы. В первую группу входят самородные Au, Ag, Cu, Pt, Fe и некоторые др., во вторую - As, Bi, S и С (алмаз и графит).

Генезис - в основном, образуются при эндогенных процессах в интрузивных породах и кварцевых жилах, S - при вулканизме. При экзогенных процессах происходит разрушение пород, высвобождение самородных минералов (в силу их устойчивости к физическому и химическому воздействию) и их концентрация в благоприятных для этого местах. Таким образом, могут формироваться россыпи золота, платины и алмаза.

Применение в народном хозяйстве:

1 - ювелирное производство и валютные запасы (Au, Pt, Ag, алмазы);

2 - культовые предметы и утварь (Au, Ag),

3 - радиоэлектроника (Au, Ag, Cu), атомная, химическая промышленность, медицина, режущие инструменты - алмаз;

4 - сельское хозяйство - сера.

II. Сульфиды - соли сероводородной кислоты.

Подразделяются на простые с общей формулой А m X p и сульфосоли - А m B n X p, где -

А - атом металлов, В-атомы металлов и металлоидов, Х - атомы серы.

(Pb, Cu, Fe и т.д.) (Bi, Sb, As, Sn)

Сульфиды кристаллизуются в разных сингониях - кубической, гексагональной, ромбической и т.д. По сравнению с самородными, у них более широкий состав элементо-катионов. Отсюда большее разнообразие минеральных видов и более широкий диапазон одного и того же свойства.

Общими свойствами для сульфидов являются металлический блеск, невысокая твердость (до 4), серые и темные цвета, средняя плотность.

В то же время, среди сульфидов отмечаются различия по таким свойствам как спайность, твердость, плотность. Например:

минерал

формула

цвет

твердость

плотность

спайность

сингония

ГаленитPbS

серый2,57,6

весьма совершенная

кубическая

МолибденитMoS2

серый14,7

весьма совершенная

гексагональная

АрсенопиритFeAsSсерый66,1яснаятриклиннаяАнтимонитSb2 S3серый24,63совершеннаяромбическая

Сульфиды являются основным источником руд цветных металлов, а за счет примесей редких и благородных металлов ценность их использования повышается.

Генезис - различные эндогенные и экзогенные процессы.

III. Оксиды и гидроксиды - представляют один из наиболее распространенных классов с более 150 минеральными видами, в которых атомы или катионы металлов образуют соединения с кислородом или гидроксильной группой (ОН). Это выражается общей формулой АХ или АВХ - где Х-атомы кислорода или гидроксильная группа. Наиболее широко представлены оксиды Si, Fe, Al, Ti, Sn. Некоторые из них образуют и гидрооксидную форму. Особенность большинства гидрооксидов - снижение значений свойств по сравнению с оксидной формой того же атома металла. Яркий приме р - оксидная и гидрооксидная форма Al.

минерал

твердость

плотность

блеск

Корунд Al2O394

алмазный

Бемит AlO*OH3.5-43

тусклый

Оксиды по химическому составу и блеску можно разделить на: металлические и неметаллические. Для первой группы характерны средняя твердость, темные цвета (черный, серый, бурый), средняя плотность. Пример - минералы гематит и касситерит. Вторая группа характеризуется низкой плотностью, высокой твердостью 7-9, прозрачностью, широкой гаммой цветов, отсутствием спайности. Приме р - минералы кварц, корунд.

В народном хозяйстве наиболее широко используются оксиды и гидрооксиды для получения Fe, Mn, Al, Sn. Прозрачные, кристаллические разновидности корунда (сапфир и рубин) и кварца (аметист, горный хрусталь и др.) используются как драгоценные и полудрагоценные камни.

Генезис - при эндогенных и экзогенных процессах.

IV. Галоиды. Наиболее широко распространены фториды и хлориды - соединения катионов металлов с одновалентным фтором и хлором.

Фториды - минералы светлые, средней плотности и твердости. Представитель - флюорит CaF2. Хлоридами являются минералы галит и сельвин (NaCl и KCl).

Для галоидов общими являютс я - низкая твердость, кристаллизация в кубической сингонии, совершенная спайность, широкая цветовая гамма, прозрачность. Особыми свойствами обладают галит и сильвин - соленый и горько-соленый вкус.

По генезису фториды и хлориды отличаются. Флюорит - продукт эндогенных процессов (гидротермальный), а галит и сильви н - образуются в экзогенных условиях за счет осаждения при испарении в водоемах.

В народном хозяйстве флюорит используется в оптике, металлургии, для получения плавиковой кислоты. Галит и сильвин находят применение в химической и пищевой промышленности, в медицине и сельском хозяйстве, фотоделе.

V. Карбонаты - соли угольной кислоты, общая формула АСО3 - где А - Са, Мg, Fe и др.

Общие свойств а - кристаллизуются в ромбической и тригональной сингониях (хорошие кристаллические формы и спайность по ромбу); низкая твердость 3-4, преимущественно светлая окраска, реакция с кислотами (HCl и HNO3) с выделением углекислого газа.

Наиболее распространенными являются: кальцит СаСО3, магнезит Mg СО3, доломит СаМg (СО3) 2, сидерит Fe СО3.

Карбонаты с гидроксильной группой (ОН):

Малахит Cu2 CO3 (OH) 2 - зеленый цвет и реакция с НС l,

Азурит Cu3 (CO3) 2 (OH) 2 - синий цвет, прозрачен в кристаллах.

Генезис карбонатов разнообразен - осадочный (химический и биогенный), гидротермальный, метаморфический.

Это породообразующие минералы осадочных пород (известняки, доломиты и др.) и метаморфических - мрамор, скарны. Используются в строительстве, оптике, металлургии, как удобрения. Малахит используется как поделочный камень. Большие скопления магнезита и сидерита - источник получения железа и магния.

VI. Сульфаты - соли серной кислоты, т.е. имеют радикал SO4. Наиболее распространенные и известные сульфаты Ca, Ba, Sr, Pb. Общими свойствами для них являютс я - кристаллизация в моноклинной и ромбической сингониях, светлая окраска, низкая твердость, стеклянный блеск, совершенная спайность.

Минералы: гипс CaSO4 *2H2O, ангидрит CaSO4, барит BaSO4 (высокая плотность), целестин SrSO4.

Образуются в экзогенных условиях, часто совместно с галоидами. Некоторые сульфаты (барит, целестин) имеют гидротермальный генезис.

Применение - строительство, сельское хозяйство, медицина, химическая промышленность.

IIV. Фосфаты - соли фосфорной кислоты, т.е. содержащие PO4.

Количество минеральных видов мало, мы рассмотрим минерал апатит Ca(PO4) 3 (F, Cl, OH). Он образует кристаллические и зернистые агрегаты, твердость 5, сингония гексагональная, спайность несовершенная, цвет зелено-голубой. Содержит примеси стронция, иттрия, редкоземельные элементы.

Генезис - магматический и осадочный, где он в смеси с глинистыми частицами образует фосфорит.

Применение - агросырье, химическое производство и в керамических изделиях.

VIII. Силикаты - наиболее распространенный и разнообразный класс минералов (до 800 видов). В основе систематики силикатов - кремнекислородный тетраэдр [SiO4] -4. В зависимости от структуры, которую они образуют, соединяясь друг с другом, все силикаты делятся на:

островные, слоевые, ленточные, цепочечные и каркасные.

Островные силикаты - в них связь между обособленными тетраэдрами осуществляется через катионы. В эту группу входят минералы: оливин, топаз, гранаты, берилл, турмалин.

Слоевые силикаты - представляют непрерывные слои, где тетраэдры связаны ионами кислорода, а между слоями связь осуществляется через катионы. Поэтому у них общий радикал в формуле [Si4O10] 4- Эта группа объединяет минералы-слюды: биотит, тальк, мусковит, серпентин.

Цепочечные и ленточные - тетраэдры образуют цепочки одинарные или сдвоенные (ленты). Цепочечные - имеют общий радикал [Si2O6] 4- и включают группу пироксенов.

Ленточные силикаты с радикалом [Si4O11] 6 - объединяют минералы группы амфиболов.

Каркасные силикаты - в них тетраэдры соединяются между собой всеми атомами кислорода, образуя каркас с радикалом [Si4O8]. В эту группу входят - полевые шпаты и плагиоклазы. Полевые шпаты объединяют минералы с катионами Na и K. Это минералы микроклин и ортоклаз. В плагиоклазах в качестве катионов - Са и Na, при этом соотношение между этими элементами не постоянно. Поэтому плагиоклазы представляют собой изоморфный ряд минералов:

альбит - олигоклаз - андезин - лабрадор - битовнит - анортит. От альбита к анортиту увеличивается содержание Са.

В составе катионов в силикатах наиболее часто присутствуют: Mg, Fe, Mn, Al, Ti, Ca, K, Na, Be, реже Zr, Cr, B, Zn редкие и радиоактивные элементы. Необходимо отметить, что часть кремния в тетраэдрах может замещаться Al и тогда мы относим минералы к алюмосиликатам.

Сложный химический состав и разнообразие кристаллической структуры в сочетании дают большой разброс показателей физических свойств. Даже на примере шкалы Мооса видно, что твердость у силикатов от 1 до 9.

Спайность от весьма совершенной до несовершенной. Об окраске и говорить нечего - широчайший спе ктр цв етов и оттенков.

В тоже время, внутри каждой структурной группы свойства близки и всегда есть какой-то один или два признака, по которым можно определить минерал. Например, слюды определяют по спайности и низкой твердости