Осадочными горными породами называются породы, существующие в термодинамических условиях, характерных для поверхностной части земной коры и образующиеся в результате переотложения продуктов  выветривания и разрушения  различных горных пород, химического и механического выпадения осадка из воды, жизнедеятельности  организмов  или всех трех процессов одновременно.

Более трёх четвертей площади материков покрыто осадочными породами, поэтому с ними наиболее часто приходится иметь дело при геологических работах. Кроме того, с осадочными породами связана подавляющая часть разрабатываемых месторождений полезных ископаемых, в том числе нефти и газа. В них хорошо сохранились остатки вымерших организмов, по которым можно проследить историю развития Земли.

Изучением     осадочных   горных   пород   занимается   наука   литология.

литология

Генезис осадочных  горных пород.

Образование осадков, из которых возникают осадочные горные породы, происходит на поверхности земли, в её приповерхностной части и в водных бассейнах.

Процесс   формирования   осадочной   горной   породы   называется  литогенезом  и состоит из нескольких стадий:

-         образование осадочного материала;

-         перенос осадочного материала;

-         седиментогенез – накопление осадка;

-         диагенез – преобразование осадка в осадочную горную породу;

-         катагенез – стадия существования осадочной породы в зоне стратисферы;

-         метагенез – стадия глубокого преобразования осадочной породы в глубинных зонах земной коры.

стратисфера

Образование осадочного материала.

Образование осадочного материала происходит за счет действия различных факторов -  влияния колебаний температуры, воздействия атмосферы, воды и организмов на горные породы и т.д. Все эти процессы  приводят к изменению и разрушению пород и объединяются одним термином  выветривание (рис. 103).


Различают выветривание  механическое, когда раздробление пород происходит вследствие тек­тонических процессов, деятельности воды, ветра, льда, под влиянием силы тяжести и других причин.   Химическое  выветривание связано с тем, что многие минералы, оказавшись у поверхности Земли, вступают в различные химические реакции. Объём их при этом увеличивается, и горная порода разрушается. Основными факторами этого типа выветривания  являются атмо­сферная и грунтовая вода, свободные кислород и угле­кислота, растворенные в воде органические и некоторые минераль­ные кислоты.


К   процессам   химического   выветривания относятся окисление, гидратация, растворение и гидролиз.  Химическое разложение протекает одновременно с механиче­ским раздроблением. Физическое  (морозное) выветривание  протекает под влиянием  колебаний температуры, вследствие чего минералы, слагающие породы, испытывают попеременно то сжатие, то расширение. Это приводит к образованию трещин и в конечном итоге к разрушению пород. Особенно активно физическое выветривание  в районах с континентальным климатом, где отмечается существенная  разница суточных и сезонных температур. Биологическое выветривание производят живые организмы (бактерии, грибки, вирусы, роющие животные, низшие и высшие растения и т.д.).

процессы химического выветривания

Перенос осадочного материала.

Осадочный материал обычно не остается на месте, а переносится  под  действием   различных факторов в те участки земной поверхности, где существуют условия, благоприятные для его на­копления и захоронения.

Перенос осуществляется главным образом с помощью воды и ветра; кроме них заметную роль в перемещении осадков играют движущиеся ледники, айсберги и прибрежные льды, а также свя­занные с проявлением силы тяжести оползни, осыпи, обвалы; а также живые  организмы. Чем меньше частицы, тем дальше они могут быть перемещены. В районах вечной мерзлоты (нивальный климат) глетчеры транспортируют обломочные продукты выветривания любых размеров и отлагают их в качестве донных и конечных морен. В областях пустынь (аридный климат) господствует эоловый перенос. Он обусловливает сортировку по крупности зерен на крупные обломки, остающиеся на месте образования, песок, образующий дюнные ландшафты, и тончайшую пыль, лёс, который часто выносится ветром из пустынь и отлагается в соседних районах.


Главной транспортирующей силой на Земле служит вода, которая в районах с избыточными осадками (гумидный климат, тропический или умеренный) в форме грунтовых вод, вод источников, речной и озерной воды стремится под уклон к океану, формируя при этом мор­фологию поверхности. В зависимости от размеров и ха­рактера переносимого водой материала, он транспортируется либо путем перекатывания, либо во взвешенном состоянии или в растворенном виде. При понижении скорости течения происходит последова­тельное отложение обломков согласно закону механической осадочной дифференциации:  глыбы – валуны – галька – гравий – песок – алеврит - пелит. Вещества, находящиеся в коллоидном и истинном растворе, выпадают только вследствие химических процессов. Продукты выветривания распределяются, таким образом, по всей поверхности Земли, подвер­гаются при этом сортировке и, наконец, отлагаются в виде осадков в самых глубоких местах или на матери­ках, или (преимущественно) в морских бассейнах (рис. 104).


Накопление  осадка  (седиментогенез).

Транспортируемый осадочный материал осаждается в пониженных участках рельефа. Скорость накопле­ния осадка колеблется в очень широких пределах — от долей мил­лиметра (глубоководные части морей и океанов) до нескольких метров в год (в устьях круп­ных горных рек).

Длительное и устойчивое погружение области осадконакопления предопределяет образование мощной, однородной осадочной толщи. В случае частой смены тектонического режима происходит переслаивание осадков, различных по составу и строению.

В    процессе   переноса   и   осаждения   осадочного   материала под   влиянием   механических,   химических,   биологических   и физико-химических процессов происходит его сортировка и избирательный переход в твер­дую фазу растворенных и газообразных веществ. Этот процесс   называется  оса­дочной  дифференциацией. Образовавшиеся в результате осадочные породы в большин­стве своем отличаются от магматических и метаморфических более простым химическим составом, высокой концентрацией отдельных компонентов или более высокой степенью однородности частиц по размеру.

Следует иметь в виду, что наряду с осадочной дифференциацией на поверхности нашей планеты может происходить и смешивание осадочного материала (интеграция), поступающего из разных источников сноса. Этот процесс приводит к образованию полиминеральных пород, слагающихся как разнородными обломочными компо­нентами, так и биогенными и хемогенными образованиями.


седиментогенез
типы осадочной дифференциации

Диагенез.

Осадок, накопившийся на дне водоема или на поверхности суши, обычно представляет собой неравновесную систему, состоящую из твердой, жидкой и газовой фаз. Между составными частями осадка начинается физико-химическое взаимодействие. Активное участие в преобразовании осадков принимают обитающие в иле организмы.

Во время диагенеза происходит уплотнение осадка под тяжестью образующихся выше него слоев, обезвоживание, перекри­сталлизация. Взаимодействие составных частей осадка между со­бой и окружающей средой приводит к растворению и удалению неустойчивых компонентов осадка и формированию устойчивых минеральных новообразований.   Разложение отмерших животных организмов   и   растений  вызывает   изменение окислительно-восста­новительных и щелочно-кислотных свойств осадка. К концу диагенеза жизнедеятельность бактерий и других организмов почти пол­ностью прекращается, а система осадок — среда приходит в равно­весие.

Продолжительность стадии диагенеза из­меняется в широких пределах, достигая десятков и даже сотен тысяч лет. Мощность зоны осадка, в которой протекают диагенетические преобразования, также колеблется в значительном диа­пазоне и, по оценке большинства исследователей, составляет 10— 50 м, а в ряде случаев, по-видимому, может быть и больше.


диагенез

Катагенез.

В стадию катагенеза осадочные породы претерпевают существенные преобразования, сопровождаемые изменением химико-минералогического состава, строения и физических свойств. Основными факторами преобразования пород являются температура, давление, вода, растворенные в ней соли и газообразные компо­ненты, рН, Еh и радиоактивное излучение. Направленность и ин­тенсивность преобразований в значительной степени определяются составом и физическими свойствами пород.

В процессе катагенеза происходит уплот­нение пород, их обезвоживание, растворение неустойчивых сое­динений, а также  перекристаллизация  и образование новых минералов.


катагенез

Метагенез.

На стадии метагенеза  происходит максимальное уплотнение осадочных пород, меняется их минеральный состав, структура. Преобразование пород происходит под влиянием  тех же факторов, что и при катагенезе, но температура более высокая (200—300°С), выше минерализация и газонасыщенность вод, иные значения Еh и рН.

Изменение структуры пород проявляется в укрупнении размера зерен, в упорядочении их ориентировки, перекристаллизации с исчезновением фаунистических остатков. Завершается стадия метагенеза переходом оса­дочных пород в метаморфические.


метагенез

Факторы литогенеза.

Формирование осадочных горных пород — сложный природный процесс, происходящий в различных условиях, которые определяются раз­нообразными факторами и силами земной и космической природы. Среди них ведущую роль играют тектонические процессы. Огром­ное влияние на осадкообразование оказывают климат, рельеф, жизнедеятельность животных и растительных организмов, но все эти факторы в значительной степени регламентируются тектони­кой. Кроме того, на образование осадочных пород накладывают отпечаток газовый состав атмосферы, солевой состав и минерали­зация вод гидросферы, рН среды, интенсивность и формы проявления вулканической деятельности, состав пород в областях питания и некоторые другие.

Тектонические колебательные движения способствуют трансгрессии и регрессии морских водоемов и, следовательно, перемещение береговых линий. Это отражается на составе и строении отлагаю­щихся осадков. В общем случае регрессия сопровождается укруп­нением размера обломочных частиц, трансгрессия ведет к накоплению более тонкозернистых осадков. В ряде случаев в результате регрессии могут образоваться обширные мелководные водоемы, имеющие ограниченную связь с открытым морем. В условиях жаркого засушливого климата соленость вод таких бассейнов существенно возрастает, что может вызвать осаждение различных солей.

Вследствие тектонических движений изменяются положение областей сноса осадочного материала на континентах, рельеф поверхности, скорость течения рек и временных потоков, что сказывается на минеральном составе и размере обломочного материала. Тектонические колебательные движения являются одной из основных причин слоистого строения осадочных толщ и периодичности осадконакопления, что выражается в неоднократной повто­ряемости в геологическом разрезе слоев пород одинакового или близкого литологического состава. В зависимости от амплитуды и продолжительности колебательных движений, чередующиеся слои могут иметь различную мощность — от долей сантиметра до нескольких метров, а слагаемые ими литологические комплексы до­стигать нескольких сотен метров.

Тектонический режим в значительной мере определяет скорость накопления осадочного материала. Установлено, что в геосинкли­налях она выше, чем на платформах. По данным В.Е.Хаина (1956 г.) и А.Б.Ронова (1958 г.), средняя скорость накопления осадков в этих областях соответственно составляла 30 - 320 и 3— 13 мм за 1000 лет. Подмечено также, что скорость накопления осадков на равнинах ниже, чем в предгорьях, а в центральных частях океанических бассейнов — ниже, чем в прибрежных обла­стях. Максимальные мощности и скорости накопления осадков характерны для областей компенсированного прогибания.

Большое влияние на формирование осадочных пород оказывают тектонические движения и магматизм, благо­даря которым в процесс образования осадочного материала вовлекаются крупные массивы глубинных магматических и метаморфических пород.

Наконец, тектонический режим в значительной мере определяет размер и форму осадочных тел. В платформенных условиях, при региональном продолжительном погружении обычно образуются мощные геологические тела более или менее изометричной формы. В геосинклинальных прогибах — осадочные тела при значительной протяженности (сотни и тысячи километров) имеют небольшую ширину (десятки километров). С колебательными тектоническими движениями связано образование карбонатных органогенных построек рифового типа.

Существенную роль в формировании осадочных пород играет рельеф поверхности суши и дна водоемов. В горных районах мо­жет образовываться и перемещаться крупный обломочный мате­риал — от первых миллиметров до нескольких метров. В равнин­ных областях обычно формируется мелкий обломочный материал, составляющий доли миллиметра. При скорости течения равнинных рек до 0,3—0,5 м/с может переноситься песок, алеврит, пелитовые частицы. Горные реки, скорость течения которых до­стигает 8—10 м/с, способны переносить валуны и даже глыбы. По мере выполаживания рельефа скорость течения континентальных водных потоков и их транспортирующие возможности убывают. В связи с этим в районах с сильно пересеченным рельефом нака­пливаются более крупнозернистые осадки, чем в пенепленизированных.

В морских условиях рельеф дна бассейна в значительной мере определяет характер распределения осадка. Пониженные элементы рельефа благоприятны для его накопления, а приподнятые нередко подвергаются размыву, при этом в первую очередь уносятся наиболее мелкие частицы, и вследствие этого происходит относительное обогащение осадка крупными частицами. При крутом уклоне дна (более 20—30°) осадочный обломочный материал, не задер­живаясь в прибрежной зоне, скатывается на глубину и отлагается на уступах или в зоне выполаживания рельефа дна.

Климат также оказывает большое влияние на формирование осадочных пород. Сам он определяется многими причинами и факторами, среди которых ведущую роль играют интенсивность сол­нечной радиации, положение участков поверхности Земли относи­тельно Солнца, прозрачность и состав атмосферы, гипсометрия суши, соотношение площадей суши и моря, интенсивность тепло­вого потока Земли и т. д. Все эти факторы в значительной мере определяются тектоническими причинами.

Учитывая важную роль климата на разных этапах образования осадочных пород, Н.М.Страхов (1960) выделил три климатиче­ских типа литогенеза: ледовый (низальный), гумидный, аридный и четвертый — аклиматический, вулканогенно-осадочный.

Ледовый тип литогенеза характеризуется тем, что основная часть осадочного материала «... поставляется в первую очередь механическим (морозным) выветриванием скал, не покрытых льдом (или снегом); сам ледник, медленно передвигаясь, отрывает от ложа выступающие участки и уносит обломки с собой». Перенос осадочного материала, осуществляется, таким об­разом, в основном ледниками и в незначительной степени водой подледниковых ручьев. В области осадконакопления отлагается совершенно неотсортированный по размеру материал, из которого затем формируются породы моренного типа. В современную эпоху ледовый тип литогенеза развит на континентальных массивах высоких широт (Гренландия, Антарктида и др.) и в горных районах, выше снеговой линии.

Гумидный тип литогенеза характеризуется тем, что осадочный материал образуется не только в результате механического вывет­ривания, но и за счет химического разложения и жизнедеятельно­сти организмов. Поскольку гумидный тип литогенеза осуществля­ется в различных климатических обстановках (тропической, суб­тропической, умеренной и даже холодной), то осадки в каждом конкретном случае имеют свои специфические особенности, влияющие на облик образующихся из них пород.

В условиях тропического и субтропического климатов при рав­нинном рельефе интенсивно протекает химическое выветривание пород, в холодном климате этот процесс сильно тормозится, но при наличии резко расчлененного рельефа могут интенсивно развиться процессы механического выветривания. В итоге в область осадконакопления поступает обломочный материал, органические остатки, растворенные компоненты и коллоиды, которые, при изменении геохимической и термобарической обстановок, а также вследствие биохимической активности организмов могут перейти в осадок. Многообразие обстановок в областях гумидного литоге­неза предопределяет наличие здесь широкого комплекса осадоч­ных пород — песчаных, алевритовых, глинистых, карбонатных, бокситов, диатомитов, углей и др.

Аридный тип литогенеза развивается в обстановке пониженной влажности и повышенной температуры. Он характерен для континентов (пустыни, полупустыни, сухие степи), но может быть развит и во внутриконтинентальных озерных и морских бассейнах (Каспийское, Красное моря и др.).

Осадочный материал в областях аридного литогенеза образуется главным образом за счет механического выветривания выхо­дящих на поверхность пород, в результате химического осаждения солей, а также вследствие жизнедеятельности организмов, роль которых существенно понижается при увеличении солености вод бассейнов. Часть осадочного материала поступает из располагаю­щихся по соседству областей гумидного климата вместе с мощ­ными временными потоками, ручьями и реками. В самих областях аридного климата перенос осадочного материала в значительной части осуществляется ветром. Для данного типа литогенеза харак­терны следующие породы: эоловые пески и песчаники, глинисто-алевритовые образования, известняки, доломиты, гипсы, ангид­риты, каменная соль и некоторые другие.

Аклиматический (вулканогенно-осадочный) тип литогенеза не связан с климатом. Он присущ областям вулканической активности, которые располагаются в различных климатических зонах. В этом случае осадочный материал в значительной мере поставляется вулканами в виде вулканиче­ского пепла, вулканических бомб. Кроме того, продуктами вулка­низма являются газы и сильно минерализо­ванные горячие воды. Кроме вулканогенного материала при этом типе литогенеза, в формировании осадочных пород участвуют терригенные, хемогенные и органогенные компоненты. При наземной вулканической деятельности образуются породы, состоящие пре­имущественно из вулканического пепла, мелкозернистого обломоч­ного и глинистого материала (туффиты, туфогенные породы). Под­водный вулканизм способствует образованию вулканогенно-кремнистых, вулканогенно-известняковых и других пород.

В современную эпоху преобладает гумидный тип литогенеза, который господствует уже в течение длительного времени. На ранних этапах геологической истории Земли основная роль принадлежала вулканогенно-осадочному типу литогенеза.

Жизнедеятельность организмов, как уже отмечалось, существенным образом отражается на осадочном породообразовании. Многие водные организмы строят свои скелеты, заимствуя хими­ческие соединения из воды морских бассейнов, причем они спо­собны усваивать даже те вещества, которые не находятся в со­стоянии насыщенности (кремнезем, фосфаты и др.). После отми­рания организмов их минеральные скелеты поступают в осадок и нередко образуют скопления большой мощности.

В осадках водоемов гумидных областей содержание органического вещества выше, чем в осадках аридных; в глинистых илах — больше, чем в песках и алевритах. Органическое вещество осадка в значительной мере определяет окислительно-восстановительную обстановку. Разложение органического вещества способствует из­менению газового режима, щелочно-кислотных свойств среды, что в свою очередь отражается на состоянии осадка. В результате жизнедеятельности некоторых организмов формируются рифовые карбонатные постройки, образуются такие специфические породы, как каменные угли, фосфориты, диатомиты и др.

Физико-географические условия (в том числе температура, да­вление, влажность воздуха, облачность, солнечное сияние, осадки и др.) в областях формирования осадочного материала и зонах осадконакопления варьируют в широких пределах. Температура на поверхности осадка, например, колеблется в настоящее время в диапазоне от + 85°С (пустыни Африки и Южной Америки) до — 89,2°С (рекордно низкая температура, занесена в книгу Гиннеса: Антарктика, Станция "Восток"; 21 июля 1983 г., на высоте 3420 м). Давление в горах составляет доли единицы, а в океанических впа­динах достигает 110—117 МПа. Довольно близкие термобариче­ские условия наблюдаются и в стратисфере — зоне существования осадочных пород. Следует иметь в виду, что в течение геологиче­ской истории Земли эти параметры не оставались постоянными. Несомненно, что температура в зоне осадконакопления в целом была выше, возможно, что выше было и давление. Диапазон глу­бин существования осадочных пород был уже, а максимальное давление в стратисфере — меньше. Вполне возможно, что влаж­ность, облачность, солнечное сияние в геологическом прошлом также существенно отличались от современных.


Формы залегания осадочных горных пород. Горный компас.

Первичной формой залегания осадочных горных пород является слой, или пласт (рис. 105, 106).


Пластом (слоем) называется геологическое тело, сложенное однородной осадочной породой, ограниченное двумя параллельными поверхностями напластования, имеющее примерно постоянную мощность и занимающее значительную площадь. Ряд слоев или пластов,  перекрывающих (налегающих) и подстилающих друг друга и объединяющихся по какому-либо признаку (геологическому возрасту, происхождению, петрографическому признаку и т.д.), называют  свитой. Слои горных пород можно наблюдать в обнажениях. Обнажением слоев (пластов) горных пород называется выход их на поверхность Земли.


Название пласта обычно определяется составом слагающих его пород. Например, пласт известняка, пласт песчаника и т. д. Поверхность, ограничивающая пласт снизу, называется по­дошвой, сверху — кровлей.

В серии или пачке пластов кровля нижележащего пласта является одновременно подошвой покрывающего пласта. Толщина пласта называется его мощностью. Обычно различают истинную, вертикальную и горизонтальную мощность. Истинная мощность — крат­чайшее расстояние между кровлей и подошвой пласта. Верти­кальная мощность — расстояние по вертикали от любой точки кровли до подошвы пласта.


Горизонтальная мощность — расстояние по горизонтали от любой точки кровли до подошвы пласта. Мощность пластов может быть относительно постоянной (вы­держанной) и непостоянной (изменчивой). При изменении мощности пласта может происходить  как его увеличение, так и сокращение вплоть до полного  исчезновения  - выклини­вание (рис. 107).


Наиболее выдержаны по мощности на больших про­странствах пласты осадочных морских пород. Менее выдержанной мощностью пластов отличаются континентальные отложения, для которых характерны также линзовидные и гнездообразные формы залегания.

Первоначальное залегание осадков в большинстве случаев почти горизонтальное. Всякое отклонение пластов от первоначального горизонтального залегания называется дислокацией (нарушением). Дислокации бывают без разрыва сплошности слоев  (пликативные дислокации) и с разрывом (дизъюнктивные дислокации). Все дислокации являются результатом движений в земной коре.

Пространственное положение пласта характеризуется его про­стиранием и падением.

Простирание — линия пересече­ния кровли пласта с горизонтальной плоскостью; положение этой линии относительно стран света определяется азимутом простирания. Кровля и подошва слоя, а также любая плоскость внутри слоя, параллельная его кровле и подошве, имеет простирание. Эти простирания будут параллель­ными между собой. Простирания кровли, подошвы или другой им параллельной плоскости в пределах слоя условно считаются в то же время прости­ранием   слоя.


Простирания тех или иных плоскостей и в том числе слоев (пла­стов,  горизонтов)  отличаются  одно  от другого  своими азимутами.

Допустим АВпростирание кровли некоторого слоя, т.е. направление линии пересечения кровли его с горизонтальной плоскостью (см. рис. 107). Плоскость чертежа в данном случае изображает горизонтальную  плоскость.

Предположим, что мы находимся в точке Е. Простиранием кровли слоя в точке С будут линии ЕА и ЕВ. Обе линии имеют свои азимуты, отличающиеся один от другого на  180°.

Пусть линия СЮ — линия меридиана, проходящего через точку Е. В данном случае азимутом линии ЕА будет угол СЕА, отсчитанный по ходу часовой стрелки (закрашен). Этот угол приблизи­тельно  равен 314°.

Азимутом линии ЕВ будет угол СЕB, тоже отсчитанный по ходу часовой стрелки. Он равен порядка 134°.

Итак, азимут простирания кровли интересующего нас слоя равен 314—134°. Иногда, кроме градусов, указывают страны света. В на­шем примере азимут простирания слоя равен СЗ 314° и ЮВ 134°. Принято сначала указывать азимутальный угол в северных четвер­тях (СВ или СЗ) и после него (за тире) азимутальный угол в южных четвертях (ЮЗ или ЮВ).

Падением называется наклон пласта  по отношению к горизонтальной  плоскости.

Падение слоя (кровли, подошвы и любой им параллельной пло­скости в пределах слоя) характеризуется направлением падения и углом падения.

Направление падения определяется азимутом этого направления. Оно всегда перпендикулярно простиранию слоя. Простирание, как мы видели, имеет два азимута, в то время как азимут падения — один (рис. 108). Он отличается от азимутов простирания на 90°.



Зная азимут падения слоя, можно вычислить оба азимута простирания того же слоя. Но если известен азимут простирания какого-либо слоя, то это не значит еще, что можно вычислить азимут паде­ния. При одном и том же простирании падение может быть в двух направлениях.

Под углом падения слоя (его кровли, подошвы или любой пло­скости, параллельной им внутри слоя) понимают телесный угол между горизонтальной плоскостью и плоскостью слоя. Телесный угол измеряется линейным углом, образованным перпендикуля­рами, восстановленными к линии простирания слоя, — один перпен­дикуляр в горизонтальной плоскости, другой в плоскости слоя. В нашем примере это угол ДБА (см. рис. 108 Б).

Азимуты простирания, падения и угол падения называются элемен­тами залегания пласта и определяют его положение в пространстве.

Направле­ние, или азимут падения и угол наклона (падения) измеряются в градусах и определяются горным компасом (рис. 109). Его  обычно монтируют на прямоуголь­ной пластине (латунной или же из пластмассы). На лимбе компаса деле­ния идут от 0° до 360° в направлении против движения часовой стрел­ки. У обозначения 0° стоит буква С (север), у 90° буква В (восток), у 180° буква Ю (юг), у 270° бук­ва 3 (запад). С (север) и Ю (юг) расположены про­тив коротких сторон ком­паса, В (восток) и 3 (за­пад) — против его длинных сторон. В центре компаса установлена короткая вертикальная ось,     вокруг которой  в   горизонталь­ной  плоскости  может   вращаться магнитная стрелка с черным (синим) се­верным   и   светлым (красным)   южным   концами.


Посредством арретира n магнитная стрелка может быть припод­нята кверху, прижата к стеклу компаса и выведена из действия или, наоборот, опущена на острие вертикальной оси и введена в действие.

При помощи магнитной стрелки и лимба определяют азимуты различных  направлений  вообще, а также  азимуты  простирания и  падения слоев.

Второй частью компаса яв­ляются клинометр (отвес К) и полулимб с делениями от 0° до 90° в обе стороны. Клиномет­ром и делениями на полулимбе определяют углы падения слоев.


Поясним, почему горный компас, у которого запад и восток переставлены местами, и деления на лимбе расположены против часовой стрелки, все же дает правильное определение азимутальных углов любых направлений.

Допустим,   что необходимо определить азимут направления АВ (рис. 110). Пунктирная линия NS — меридиан, проходящий через точку А. Компас устанавливают в точке А так, как указано на рисунке. Надо определить угол NAB (по часовой стрелке). По лимбу компаса отсчитывают угол СМn против часовой стрелки. Из рисунка видно, что отсчитываемый по компасу угол точно равен искомому азимутальному  углу  направления  АВ.


Если бы азимутальные углы определяли при помощи обычного компаса, результаты замеров пришлось бы пересчитывать.

Процесс замера элементов залегания пласта (азимута и угла падения, азимутов простирания) заключается в следующем.

При помощи геологического молотка очищают на породе пло­щадку, соответствующую естественной слоистости породы. Если хотят вначале определить положение линии простирания пласта (при углах падения > 10°), придают пластинке компаса вертикальное положение. Прикладывают длинную сторону ком­паса к плоскости (естественной площадке) пласта так, чтобы клино­метр показывал 0°. Вдоль длинной стороны пластинки компаса про­черкивают линию, которая указывает направление простирания пласта. Если сначала хотят определить положение линии падения (при малых углах падения пласта), придают пластинке компаса вертикальное положение. Прикладывают длинную сторону компаса к плоскости пласта так, чтобы клинометр показывал макси­мальный угол. Это и будет угол падения слоя. По длинной стороне пластинки компаса прочеркивают линию, которая указывает напра­вление падения слоя.


Когда на очищенной площадке пласта прочерчены линии прости­рания и линия падения слоя, определяют азимут его падения. Для этого короткой южной стороной компас прикладывают к линии простирания так, чтобы его северная короткая сторона была обра­щена в сторону падения слоя. Компасу придают горизонтальное положение. Опускают арретиром магнитную стрелку, дают ей успо­коиться и отсчитывают по лимбу азимут падения слоя. Затем магнитную стрелку арретиром приподнимают и прижимают к стеклу компаса.

Зная азимут падения слоя, вычисляют оба азимута его прости­рания. Для определения одного из них к азимуту падения приба­вляют 90°, а для определения другого из азимута падения вычи­тают 90°. Если все же хотят при помощи компаса найти азимуты простирания, то придают компасу горизонтальное положение. Длинную сторону его прикладывают к линии простирания и отсчи­тывают по лимбу азимут простирания слоя. Для получения другого азимута   к  отсчитанному   азимуту   прибавляют   180°.

Так как, зная азимуты простирания слоя, нельзя вычислить азимут его падения, то совершенно ясно, что удобнее сначала опре­делить азимут падения.

Угол падения пласта измеряют следующим образом.


Допустим, нужно определить угол падения слоя а, кровля кото­рого ВС, подошва DE (рис. 111). Для его измерения придают пла­стинке компаса вертикальное положение. Длинную сторону ком­паса прикладывают к  кровле слоя а.   Клинометр  MZ покажет на полулимбе угол KMZ, равный искомому углу падения ABC (углы с взаимно-перпендикулярными сторонами).

Измерять элементы залегания пород необходимо для изучения геологического строения недр в местах естественных выходов пород на поверхность. Эти выходы, или обнажения пород позволяют установить не только состав пород, но и взаимное расположение и особенности залегания пластов, сложенных ими. Взаимное расположение пластов может быть согласным или не­согласным.


При согласном залегании пород (рис. 112) границы пластов  прак­тически параллельны. Такое положение границ со­храняется и при наклонном и складчатом залегании пластов. Характерной особенностью согласного зале­гания, также является последовательное залегание более молодых пластов на более древних. Формирование пород проис­ходило в условиях последовательного погружения и непрерыв­ного накопления осадков.



При более сложном геологическом развитии породы могут оказаться в условиях несогласного залегания (рис. 113). Особен­ностью этого вида залегания является наличие в разрезе так на­зываемой поверхности размыва (несогласия), свидетель­ствующей о наличии перерыва в осадконакоплении. По этой поверхности происходит контакт пород со значительной разницей в возрасте.



Цвет осадочных пород.

Осадочные породы имеют самые разнообразные окраски и от­тенки, от снежно-белой до чёрной. При этом иногда окраска яв­ляется признаком, характерным для определения этих пород. Окраска дает иногда важные указания на условия образования породы, так как во многих случаях цвет зави­сит от присутствия определенного минерала, наличие которого, в свою очередь, определяется характером среды отложений (наличие обильного органического вещества и пирита указывает на восстановительную среду, красных и желтых гидроокисей железа — на окислительную и т. д.). Однако нельзя забывать, что это не более, как указания. Одна и та же среда — например, окислительная — может наблюдаться в самых раз­личных областях осадкообразования на суше и в море. Кроме того, одна и та же порода в процессе своего образования проходит несколько ста­дий (разрушение, перенос, отложение, диагенез и т. д.), которые все могли вставить свой отпечаток на окраске. Так или иначе, отражая состав и генезис породы, ее окраска во многих случаях оказывает существен­ную помощь и при стратиграфических сопоставлениях.

Окраска осадочных горных пород зависит главным образом  от цвета минералов, слагающих породу, а также от  примесей минерального вещества,  рассеянного в породе,  и обволакивающего зерна составляющих породу минералов тончайшими корочками.

Белый (светло серый) цвет является естественной окраской боль­шинства минералов, слагающих осадочные горные породы. Все эти минералы (кальцит, арагонит, доломит, фосфаты, каолинит, боль­шая часть других глинистых минералов, соли и др.) - бесцветны или почти не окрашены.

Чёрный (темно серый) цвет в редких случаях бывает обуслов­лен окраской зерен или главной составной частью породы (магнетитовые пески, песчинки темных пород, уголь). Обычно черная окраска зависит от мелкорассеянной примеси черного красящего вещества, чаще всего органических соединений. Реже черная окраска зависит от примеси солей марганца, которые могут обра­зовывать оболочки вокруг зерен. Серый цвет породы говорит о содержании в ней примеси сернистых соединений железа, однако в породах эти соединения обычно не сохраняются. Синевато-серый или синевато-черный оттенок придает породе мелкорассеянный FеS2. При выветривании такие породы светлеют и приобретают буровато-желтую окраску.

Фиолетовые цвета или оттенки исключительно редки. Они мо­гут зависеть от примеси марганцевых и фтористых соединений, от сме­шения примесей красного и синеватого цвета.

Желтый и бурый цвета в большинстве случаев обусловлены присутствием  в породе лимонита.

Красный и розовый цвет лишь в редких случаях обусловлен цве­том минеральных зерен (ортоклаз в аркозах) или обломков красных по­род (лавы, обломки яшм и т. д.). Обычно он зависит от окружающих зерна оболочек красного окисного железа, и рассеянных в породе мель­чайших его кристалликов.

Зелёный цвет в ряде случаев может зависеть от присутствующих в породе зеленых минералов. Наи­более обычным из них является глауконит, реже — похожие на него ми­нералы группы шамозита, хлорит и железисто-магнезиальные глинистые минералы. В породах складчатых областей (полимиктовые песчаники) сравнительно часто зеленые оттенки обусловлены примесью хлоритов, серпентина, эпидота, обломков зеленоватых пород и крайне редко — оли­вина, малахита и других соединений меди и хрома.

Синий цвет пород в природе встречается крайне редко. Единственный синий осадочный минерал — вивианит — встречается лишь в ничтожных количествах и пород не окра­шивает. Синеватый или, скорее, слабо голубоватый оттенок, наблюдае­мый в некоторых породах, может зависеть от присутствия воды в порах и, может быть, от водных силикатов железа, мелкорассеянного серни­стого железа, сидерита и некоторых глинистых минералов.

Определять цвет породы нужно при дневном свете, так как искусственный свет и влажность изменяют оттенки. Часто порода, в сухом виде обладающая пепельно-розовым цветом, во влажном состоянии неожиданно оказывается ярко красной, зеленовато-серый цвет превращается в этих условиях в яркий изумрудно-зеленый. Поэтому следует всегда точно указывать состояние влажности описываемой породы или описывать цвет породы, как во влажном, так и в сухом состоянии.

Нередко для уточнения окраски породы приходится прибегать к добавочным обозначениям: зеленовато-серый, лимонно-желтый, коричневато-бурый, кирпично-красный и т. д. При этом основной цвет надо ставить на второе место. Напри­мер, «зеленовато-серая глина» значит: глина серого цвета с зеле­новатым оттенком. При описании породы  следует избегать тройных обозна­чений (например, синевато-зеленовато-серый), поскольку они не дают ясного представления,  так как восприя­тие таких сложных оттенков чрезвычайно субъективно.

При описании породы приходится встречаться не только со сложными оттенками, но и с прихотливым распределением окраски в породе: на фоне основного цвета выступают тонкие прослои или пятна иного цвета или оттенка (более темного или более светлого), иногда же появляются разводы, подчас сложного рисунка. Лучше всего это удается подметить во влажной породе.

 

Удельный вес.

Большое значение имеет установление удельного веса осадочных пород, которое возможно в лабораторной обстановке, но в некоторых случаях может быть сделано и примерно. Например, часто бывает трудно отличить гипс от ангидрита по внеш­нему виду, а между тем разницу между ними в удельном весе (соответственно 2,4 и 2,9) легко обнаружить сравнительным взвешиванием на руке обломков одинакового размера.

 

Классификация осадочных горных пород.

В формировании осадочных горных пород участвуют различные геологические факторы: разрушение и переотложение продуктов разрушения ранее существовавших пород, механическое и химическое выпадение осадка из воды, жизнедеятельность организмов. Случается, что в образовании той или иной породы принимает участие сразу несколько факторов. При этом некоторые породы могут формироваться различным путем. Так, известняки,  могут быть химического, биогенного или обломочного происхождения. Это обстоятельство вызывает существенные трудности при систематизации осадочных пород. Единой схемы их классификации пока не существует.

Различные классификации осадочных пород были предложены Ж.Лаппараном (1923 г.), В.П.Батуриным (1932 г.), М.С.Швецовым (1934 г.) Л.В.Пустоваловым (1940 г.), В.И.Лучицким (1948 г.), Г.И.Теодоровичем (1948 г.), В.М.Страховым (1960 г.), и другими исследова­телями.

Однако для простоты изучения применяется сравнительно простая   классификация,   в   основе  которой  лежит  генезис (условия образования) осадочных  пород. Согласно ей породы  этого  класса  подразделяются   на   обломочные,   хемогенные,  органогенные  и смешанные.

 

Структура осадочных горных пород.

При изучении осадочных пород также различают структуру, понимают особенности ее строения, определяемые размерами, формой, степенью однородно­сти обломочных и хемогенных компонентов, а также количеством, размером и степенью сохранности органических остатков.

Эле­менты структуры пород формируются на протяжении всех этапов, начиная со стадии образования осадочного материала и кончая теми изменениями, которые связаны с процессами метагенеза. От структуры зависят многие физические свойства осадочных пород. В частности, она в значительной степени определяет сопротивляе­мость породы воздействию бурового инструмента, устойчивость ствола скважины в процессе бурения, способность породы аккуму­лировать нефть и газ, отдавать их в процессе разработки место­рождений и т. д.

Для пород обломочного происхождения выделяют структуры (табл.5):

·       псефитовую (грубообломочную) с частицами размером более 2 мм в диаметре,

·       псаммитовую (песчаную) с размерами частиц от 2 до 0,1 мм,

·       алевритовую (пылеватую)  с частицами размером от 0,1 до 0,01 мм

·       пелитовую. с размерами частиц менее 0,01 мм.


Табл. 5 Структура обломочных пород.

 

Структура

Величина обломков, мм

Название породы

Рыхлые

Сцементированные

угловатые

окатанные

угловатые

окатанные

Псефитовая (грубообломочная)

>2

>100

Глыба

Валун

Глыбовая брекчия

Валунный конгломерат

100-10

Щебень

Галька, галечник

Брекчия

Галечный конгломерат

10-2

Дресва

Гравий

Гравийный конгломерат

Псаммитовая (песчаная)

0,1-2

2-0,5

Крупнозернистый песок

Крупнозернистый песчаник

0,5-0,25

Среднезернистый песок

Среднезернистый песчаник

0,25-0,1

Мелкозернистый песок

Мелкозернистый песчаник

Алевритовая (пылеватая)

0,01-0,1

0,1-0,05

Крупнозернистый алеврит

Крупнозернистый алевролит

0,05-0,025

Среднезернистый алеврит

Среднезернистый алевролит

0,025-0,01

Мелкозернистый алеврит

Мелкозернистый алевролит

Пелитовая

<0,01

 

 

Глина

 

Аргиллит


Для осадочных пород   химического происхождения структуры   различают  по  тем  же  признакам.  В  этих  породах, возникших путем    выпа­дения    из    растворов,     кристаллизации и перекристаллизации, величина зе­рен сравнительно легко меняется. Напротив, форма зерен обусловлена здесь свойствами самого минерала, условиями его возникновения и ро­ста и потому является особенно важной.

По величине зерен здесь можно выделить те же структуры, как и в обломочных породах, но для обо­значения их не употребляют терминов, принятых  в  первой  группе пород, а ограничиваются примерным  определением  величины  зерна  (крупнозер­нистый, мелкозернистый и т. д.). Определения   эти  делаются  субъективно, обычно не основываются на точных измерениях и не регулируются общепринятыми правилами (табл. 6).


Табл. 6 Структура хемогенных  пород (по М.С.Швецову, 1948 г.)

 

Структура

Размер зерен, мм

Морфологические особенности

грубозернистая

более 1,0

Зерна представляют собой выделяющиеся макроскопически кристаллы

крупнозерни­стые

1,0 -  0,5

Зерна хорошо видны макроскопически

среднезернистые

0,5 - 0,1

Зерна плохо видны макроскопически, но в шлифе имеют вид заметных кристаллов

мелкозернистые

0,1 - 0,05

Макроскопически зерна не видны, в шлифе различимы, порода однородна

тонкозернистая 

0,05 – 0,01

Макроскопически порода однородна, с землистым или раковистым изломом. В шлифе отдельные зерна частью не различимы, даже при сильных увеличениях, так как, перекрываясь, сливаются друг с другом.

пелитоморфная

менее 0,01

Микроскопически и макроскопически порода совершенно однородна


Кроме того, выделяют структуры:

·       равномерно- и  неравномернозернистую, в зависимости от соотношения зерен по размеру;

·       оолитовую, в которой зерна имеют форму мелких шаро­вых стяжений различного размера;

·       листоватую, при ко­торой породы имеют листовато-слоистое сложение;

·       иголь­чатую или  волокнистую, зависящую от формы и величины слагающих их минералов;

·       брекчиевидную, при которой порода состоит из крепко спаянных между собой остроугольных обломков.

Осадочные горные породы органогенного генезиса имеют органогенную структуру.

В этих породах, как и в породах предыдущей группы, большое зна­чение имеет форма составных частей, которая обусловливается харак­тером организмов. Среди пород этой группы различают структуры: криноидные, коралловые, пелециподовые, мшанковые, фораминиферовые, водорослевые, смешанные и т. д.

В зависимости от сохранности обломков в породе выделяют структуры:

·       биоморфная - хорошая сохранность органических остатков. По размеру ком­понентов они могут быть очень различными в зависимости от организ­мов — от очень крупных (например, кораллы) до мельчайших (например диатомеи);

·       детритусовая  (детритовая) - порода сложена обломками скелетов организмов.

В свою очередь среди пород с детритусовой структурой различают:

·       крупнодетритусовые породы слагаются  не окатанными обломками, часто хорошо заметными простым глазом и легко определимыми под микроскопом. Размеры обломков чаще всего от нескольких миллиметров примерно до 0,05 мм.

·       мелкодетритусовые. сла­гаются мельчайшими обломками организмов (обычно от 0,05 мм и мельче), неразличимыми простым глазом и в большей части не опреде­лимыми под микроскопом в шлифе.

·       органогенно-обломочная структура отличается тем, что обломки раковин большей частью хорошо окатаны и почти одинаковой величины (0,5 — 0,1 мм).

Для осадочных пород смешанного генезиса характерна пелитоморфная структура.

 

Текстура осадочных горных пород.

Под текстурой осадочной горной породы понимают черты строения, опре­деляемые способом выполнения пространства, расположением со­ставных частей и ориентировкой их относительно друг друга.

Текстура породы формируется, начиная со стадии накоп­ления осадка. В дальнейшем она может изменяться в зависимости от особенностей диагенеза и катагенеза. Первичные текстуры (возникшие в процессе осадконакопления) отражают состояние среды в момент накопления осадочного материала и результаты ее взаимодействия с осадком. Вторичные текстуры образуются в уже сформировавшейся породе, в процессе катагенеза и мета­генеза.

Текстуры в значительной степени определяют многие свойства осадочных пород, в том числе их анизотропность — неодинаковые в разных направлениях прочность, фильтрационные свойства и др. Изучают их преимущественно в обнажениях и образцах, но иногда и в шлифах под микроскопом. Различают текстуры поверхности слоя и внутрислоевые.

 

Текстура поверхности слоя.

Знаки ряби  (ripple marks - англ.) это формы микрорельефа, образующиеся в результате деятельности  геологических факторов (ветер, вода) (рис. 114). Они могут дать информацию  об условиях образования  осадка. Знаки ряби  образуются на поверхности песчаных, алевритовых, глинисто-известковых и доломитовых осадков.



Выделяют следующие типы ряби: эоловая рябь, рябь волнений, рябь течений (рис. 115).


Эоловая рябь несимметрична. Она отличается небольшой ампли­тудой колебания; отношение высоты к длине волны от 1:20 до 1:50. Длина обычно не больше нескольких сантиметров и лишь в грубых песках может достигать 25 см, а иногда превышает 100 см. Расположение волн близко к па­раллельному. На гребнях песчинки часто грубее, чем в желобках.

Рябь волнений. Как правило, знаки ряби параллельны друг другу и образуются в результате воздействия волновых колебаний или течений на поверхность дна, сложенного песком (рис. 116).


Глубины, на которых может встречаться волновая рябь, значительно меньше глубин, на которых еще образуется рябь течений (до 150-200 м). Волновые знаки ряби имеют симметричный профиль. По ним можно судить о направлении перемещения песчаных наносов. 

Расстояние между гребнями ряби волнений колеблется от единиц до десятков сантиметров, возрастая с увеличением глубины.

Рябь волнений образуется лишь под действием волнения. Передаваясь на глубину, круговое движение волн переходит в движение по эллипсу, а затем, почти по горизонтальной линии, в результате чего возникают симметричные гряды ряби. Длина волн колеблется в зависимости от глубины и силы волнения. Короткие волны образуются как в мелкой, так и в глубокой воде, длин­ные могут образовываться лишь в более глубоких водах.


Наиболее часто встречается  рябь волнений в мелких озерах, где может покрывать огромные площади.

У полуострова Кара-Булун (Киргизия) на глубинах 10-12 м можно наблюдать очень рельефные знаки ряби с высотой волны около 10 и шириной 25 см. Так как на малых глубинах воздействие волн на дно происходит при малой величине волнения, при продвижении к берегу параметры песчаных знаков ряби уменьшаются. Но не всегда знаки ряби на дне больших глубин образованы волнами или течениями.

 При исследованиях с помощью глубоководных аппаратов в Байкале на глубине 1410 м обнаружены знаки ряби биогенного происхождения.  

Рябь течений - речных и морских — обычно приближается по облику к эоловой ряби, но отличается большей амплитудой (1:4 до 1:10), т. е. большой крутизной (рис. 117).


Длина волны обычно несколько санти­метров, иногда не больше 1 мм, а в отдельных случаях достигает многих метров. Пологий склон падает против течения. В отличие от эоловой ряби, более грубые зернышки собираются в желобах. Может образовы­ваться на различных глубинах вплоть до очень значительных (800 м) и, вероятно, глубже, если там имеются течения. Крупная рябь течений встречается крайне редко. Форма ее обычно такая же, как и мел­кой ряби, иногда частью симметричная. Образуется в условиях очень сильного течения.


Разновидностью ряби течения является «рябь язычками» с как бы раздавленными гребнями. Она образуется лишь в мелкой воде на пой­мах, в приливной полосе, в заливах (рис. 118).

Знаки струй  - извилистые древовидно-разветвляющиеся желобки, напоминающие ветки растений, образующиеся на пологих побережьях в результате медленного стекания приливной воды струйками  стекающей воды. Их разветвлен­ный конец может быть направлен в сторону материка, и тогда они пред­ставляют миниатюрную модель речной сети, и в сторону моря.


В этом случае они являются моделью дельты с ее расходящимися руслами. Еще чаще разветвление струй на рукава возникает, когда они встречают препятствие, которое разбивает струю. Знаки струй — характерное образование побережья, встречается в ископаемом виде не часто, но дает ценные сведения об условиях образования породы.

К "следам струек" относятся следующие типы текстур (Фредерик X. ЛАХИ, 1966) (рис. 119).



Знаки прибоя - причудливо изгибающиеся и разветвляющиеся маленькие хребты песчаного или другого наносного материала. В ископаемом виде знаки прибоя встречаются крайне редко.

Отпечатки кристаллов - полости и пустоты от растворившихся кристаллов солей, выделившихся при высыхании воды в осадках и осо­бенно на берегах соленых озер (рис. 120). Они представляют существенный интерес, так как дают указания на условия образования содержащего их осадка и ориентировку слоя.

Реже встречаются радиально или неправильно располагающиеся тонкие палочкообразные отпечат­ки длиной до 2,5 см и более, представляющие со­бой следы кристалликов льда. Их также можно наблюдать весной или осенью в ре­зультате промерзания луж и влажной земли и кристаллизации в них.

 


Отпечатки капель дождя и следы выходов газа. На поверхности глинистых и иловатых пластов иногда наблюдаются небольшие округлые углубления, часто с приподнятым крутым краем. Наблюдения на современных иловатых поймах, побережьях, лу­жах показывают, что такие же отпечатки оставляют на влажной илистой поверхности капли дождя (рис. 121) и градины. После высыхания глины, отпечатки, засыпанные новым осадком, сохраняются в виде ямок на поверхности слоя, или в виде выпуклых их отпечатков. Наиболее хорошо они сохраняются в условиях жаркого сухого климата. Такие же ямки, лишь более крупные и глубокие, оставляет град.


Похожие образования получаются в результате поднятия из рыхлого осадка пузырьков газов, возникающих при идущих в осадке химических процессах. Для них характерна глад­кая поверхность и отсутствие приподнятого края. При энер­гичном выделении газов вокруг места выхода образуется приподнятый валик.  Может сохраниться и сам путь поднятия пузырька — узкий канал, вер­тикально пронизывающего породу, поскольку вновь образующиеся пузырьки следуют по проложенному пути, за­крепляя и расширяя его.


Трещины высыхания представляют собой узкие желобки,  разделяющие породу на полигональные участки, возникающие на поверхности  глинистых, иловатых, реже известковистых пластов (рис. 122). Эти желобки выполнены либо тем же, либо каким-либо иным материалом — песком, гипсом и т.д.

Подобная картина наблюдается на современных поймах, илистых берегах и в области такыров. Отложенный здесь тонкослоистый илистый материал при высыхании растрескивается и даёт тот же характерный полигональный узор. Глу­бина трещин обычно незначительная, но при длительном высыхании может достигнуть 1 м. Размеры полигонов зависят от скорости высыха­ния, толщины трескающегося слоя, его материала и т. д. При быст­ром высыхании, большой толщине, отсутствии песка и СаСОз обра­зуются большие участки, ограниченные трещинами. В большинстве слу­чаев полигоны не остаются плоскими, но коробятся, причем их края за­кручиваются либо кверху, либо книзу.


такыр

Отпечатки, оставленные животными. На поверхности слоев сохраняются окаменелые остатки организмов (рис. 123, 124), а также следы их передвижения. Следы позвоночных сохраняются в континентальных, чаще всего в пустынных отложениях. Следы движения низших живот­ных — пелеципод, гастропод и особенно червей — чаще всего наблю­даются в некоторых морских или береговых отложениях. Они  могут иметь  форму вертикально или косо пронизывающих осадок трубчатых хо­дов («колодезные структуры»), звездообразных или ветвистых желобков на поверхности слоя, которые принимают иног­да за отпечатки водорослей или тел животных и др. Помимо перечисленных, известно много других знаков, оставляемых на поверхности слоев животными и растениями, а также знаков, про­исхождение которых не разгадано.


 

Организмы, оставляющие следы, мо­гут жить на различных глубинах. По наблюдениям ученых, следы с резко выраженными краями могут сохраняться лишь в приливной по­лосе, где они до наступления нового прилива затвердевают или пере­крываются тонким предохраняющим слоем эолового материала. Под водой резкие контуры сохраняться не могут. Исключение составляют лишь туннелеобразные ходы червей, где обрушивание кровли также может давать резкие контуры.


Конкреции  и  оолиты. Под   конкрецией понимаются различной формы, строения и величины  (от долей миллиметра до нескольких метров в диаметре) неорганические включения в осадочных слоях, обычно отличающиеся от окружающей породы своим составом (рис. 125).



Примером очень маленьких конкреций являются  оолиты (рис. 126-128).
оолит

Стилолиты (стилолитовые швы) - сильно извилистые, часто зазубренные зоны растворения в карбонатных породах, выполненные глинисто-углистым, реже рудным, веществом (рис. 129). Они  часто формируются параллельно слоистости при постдиагенетическом уплотнении карбонатных пород. Стилолиты обычно наблюдаются в тонкокристаллических карбонатных породах и имеют мощность десятые доли миллиметра (иногда больше).

Общая "пилообразная" форма стилолитовых швов растворения, вероятно, образуется за счет резко неоднородного распределения напряжений в породах с плотной кристаллической структурой на границах зерен.



В микроскопическом масштабе стилолиты редко образуют проникающую плоскостную текстуру. Важное значение стилолитов состоит в том, что они являются динамическими индикаторами (образуются нормально к оси сжатия), а также указывают на состав и температуру породного флюида, активно растворяющего карбонатное вещество. Растворение имеет рассеянный характер только на начальных стадиях, быстро переходя к концентрации в отдельных достаточно немногочисленных зонах. Стилолиты встречаются почти исключительно в известняках, но имеются редкие сведения о нахождении их в кварцитах и аргиллитах.

Мелкой разновидностью стилолитов являются сутуры. Сутурами на­зывают неправильно мелкозазубренные линии, наблюдаемые в разрезах известняковых слоев. Своё название они получили от швов («сутур»), соединяющих черепные кости позвоночных, на которые они очень похожи в разрезе.

При раскалывании порода нередко распадается по плоскостям сутур, имеющим неровные шероховатые поверхности, покрытые обычно тонким налетом глинистого вещества (рис. 130). Сутурные плоскости могут располагаться несколькими выклинивающимися эта­жами в пределах одного слоя.



Встречаются свиты, исключительно бога­тые сутурами, при полном их отсутствии в соседних толщах. Это делает их, как и стилолиты, ценным стратиграфическим признаком и указывает на тесную связь их со строением или составом породы. Неправильная мелкозубчатые поверхности сутурных плоскостей и покрывающие их глинистые плёночки дают ясные указания на то, что они образовались в результате сдавливания и сопутствовавшего ему растворения породы по менее устойчивым плоскостям. Глинистая пленочка представляет собой нерастворимый остаток породы.

 

Внутрислоевые текстуры.

Внутрисловные текстуры весьма многообразны. Наиболее распространены среди них слоистые и массивные, реже встречаются текстуры, связанные с жизнедеятельностью организмов, с оползневыми и другими явлениями.

Массивная (беспорядочная или неслоистая) текстура характеризуется беспорядочным расположением в породе ее составных частей. Благодаря этому порода имеет одинаковые физические свойства в различных направлениях. При расколе образуются обломки неправильной формы  (пески, псефиты и др.).


Слоистая текстура обусловлена чередованием слоев несколь­ких разностей осадочных пород. Слоистость может быть вызвана различными причинами: резким изменением размера обломочных частиц или вещественного состава пород, одинаковой ориентиров­кой осадочного материала, наличием в неслоистой толще на одном стратиграфическом уровне осадочных образований, отличающихся от вмещающих пород (конкреций, скоплений органического веще­ства, раковин и т. п.) и др. В зависимости от  расположения осадочного материала в породах выделяется горизонтальная и ко­сая слоистость.

Горизонтальная слоистость — плоскости напластова­ния и элементарные слои ориентированы параллельно друг другу (рис. 131). Такой тип слоистости образуется при накоплении осадка в обстановке медленного равномерного движения водной среды или в состоянии ее покоя. В зависимости от мощности чере­дующихся слоев выделяют текстуры: массивнослоистые (мощность каждого слоя более 50 см), толстослоистые (более 5см), средне-слоистые (2—5 см), тонкослоистые (0,1—2 см) и микрослоистые (менее 0,1 см).

Косая слоистость — относится к числу широко распростра­ненных текстур обломочных пород (рис. 132).

Она имеет большое значение для выяснения их генезиса, поскольку в расположении отдельных слойков запечатлевается состояние среды осадкообразования. Косая слоистость возникает в водной и воздушной средах, ее формы весьма многообразны.

Флюидальная текстура образуется, там, где уже «слежавшийся» полувязкий осадок, обычно со следами микрослоистости, подвергается механическому воздействию подводных  (и наземных) оползней, сотрясений, сильного движения воды, смятию  роющими животными или процессами замещения (рис. 133).


Текстура замещения наблюдается  при замещении одного минерала другим. Например, при замещении ангидрита гипсом  (рис. 134) или халцедоном и др.

Выделяются также текстура перекристаллизации и грануляции с разновидностями узорчатой, брекчиевидной, обломочной  и  комковатой;   волокнистая и  игольчатая (рис. 135), концентрическая и радиальная, характерная для гипса, сидерита, кальцита и других породах (М.С.Швецов, 1958).