Механогенные осадочные породы

Механогенные осадочные породы — осадочные породы, образование и перемещение которых осуществляется под действием механических процессов, в частности, их перенос осуществляется различными потоками. Термин предложен М. С. Швецовым [1], но не получил широкого распространения. Эти породы называются также «обломочно-осадочными или механогенными обломочными породами», поскольку сложены обломками различных размеров, формы и состава. Ранее эти породы называли ещё терригенными породами, так как сложены обломками терригенных пород, однако последующие наблюдения показали, что эти породы формируются и в водных бассейнах различной природы (моря, океаны и пр.).

Содержание

Состав, сложение и строение пород

Эта группа пород включает две главные подгруппы — глины и обломочные породы. Глины — специфические породы, сложенные различными глинистыми минералами: каолинитом, гидрослюдами, монтмориллонитом, гидрохлоритом и др. Эти минералы не являются продуктами механического преобразования минералов, а относятся к категории продуктов химического изменения минералов в зонах выветривания, окисления и в почвах[2]. Глины, выделившиеся из взвеси, называются водноосадочными глинами, в отличие от остаточных глин, присутствующих в сохранившихся корах выветривания.

Обломочные порода — главнейшая часть механогенных пород.

Общие свойства

Среди осадочных пород «обломочные породы» представляют собой одни из самых распространённых классов горных пород. Объём этого понятия соответствует представлениям ранних периодов становления литологии. К ним относили породы, содержащие собственно обломки пород и минералов, с одной стороны, и продукты их механического (физического) преобразования — окатанные зерна пород и минералов — с другой. Но определение «обломка» отсутствует. Такая же ситуация и с антагонистом «брекчии» — галькой. Есть узкое определение понятия «галька», по которому галька ограничена в линейных размерах. Однако есть также объекты, близкие по смыслу гальке, но иных размеров: валуны, гравий и т. д. В широком смысле «галька» (или окатыш по Л. В. Пустовалову) — «это окатанные водой обломки горных пород». Имеется существенное генетическое различие между обломками и окатышами. «Обломочные породы» — породы, сложенные только обломками материнских пород (минералов). Окатыши не являются обломками в прямом смысле и потому не могут входить в группу «обломочных пород». Они составляют самостоятельную, распространённую группу осадочных образований (конгломероиды), сложенную полностью или преимущественно окатышами различных размеров (галька. гравий, конгломераты, галечники, гравеллиты и пр.) [3][4].

Обломки зерен, называемые брекчиями, и окатыши — крайние представители механогенных пород. Между ними существуют переходные разности, выделяемые по степени сглаженности. Главное — изменение первоначальной формы зерна в результате взаимодействия зерен друг с другом под действием физико-механических процессов раскалывания и истирания зерен, и этот процесс можно назвать метаморфизмом.
Вследствие этого конгломероиды — это метаморфические породы, образование которых осуществляется при низких температуре и объемном давлении, но при высоких значениях одностороннего давления ударного типа. Существующие классификации отражают степень метаморфизма «обломочных пород».

Выделяются основные стадии механогенного метаморфизма:

1. «совершенно не окатанные, остроугольные зерна пород (щебень, хрящ, дресва, каменная крошка, зерна- осколки)»;
2. зерно окатано так, что еще можно установить её изначальную форму;

эта стадия позволяет проводить дробную классификацию на основе уже существующих представлений об обломочных породах.

3. «вполне окатанные зерна с одинаково сглаженной поверхностью обтекаемой формы». Начальная форма уже не определима. Конечная форма описывается уравнениями второго порядка:
3а. форма приближается к трёхосному эллипсоиду;
3б. форма приближается к эллипсоиду вращения;
3б. форма приближается к шару[5].

В общем можно выделить следующие особенности состояния породы:

  • I. Сложение осадочной породы — вид представления зерна в породе.
  • II. Строение осадочной породы — текстура и структура пород.

Сложение обломочных пород

Для определения породы использовано понятие о зерне З = Z (Z = Zerno): это любой формы и размеров твёрдое моно- или многофазное образование, имеющее естественную фазовую границу, отделяющую его от других подобных, может быть и сходных по внутренним свойствам, образований. Следовательно, зерно обладает двумя важными свойствами:

1. оно сложено некоторым веществом M.
2. оно обладает пространственными особенностями  ;
2a. Как часть пространства зерно обладает формой F (от form)
2b. Как часть пространства зерно обладает размерами D (от dimension), а значит, с объёмом.

Тогда образец сложен некоторой породой П, если образец — твёрдое, созданное естественным путём, многофазное образование, сложенное зернами З различного состава, то есть

 

( - объединение;   — пересечение множеств). В образце, как элементарной части геологического пространства и сложенном множеством различных зёрен, выявляется новое качество — взаимоотношения зерен между собой. Если 'R (= ratio) — отношение, то можно выделить два любых зерна З1 и З2 так, что между ними существуют некоторые отношения, записываемые как 1)R (З2).

Сложение пород

Особенности состояния породы, характеризуемые материалом, которым представлены зерна, отражают сложение породы. В практике выделяются типы сложения пород:
-кристаллические породы (кристаллиты) — породы сложены кристаллами различной степени идиоморфизма и формы.
-стекловатые породы — породы сложены стеклом, причём оптическими методами кристаллические элементы никак не фиксируются. Последним они отличаются от афировых пород, в которых инструментально различимы кристаллические индивиды и потому относимые к первому типу.
-обломочные породы — породы сложены обломками пород, минералов и скелетов организмов.
-глинистые породы — породы сложены глинами.
-биолиты (по Я. В. Самойлову, 1932) — породы, сложенные скелетами организмов (но не их обломками).
-породы, не входящие в вышеназванные группы — миндалекаменные, овоидные, оолитовые, желваковые, бобовые породы и пр.
К осадочным относятся кристаллические породы (например, соли), обломочные породы, глины и биолиты. Все эти породы могут присутствовать и в зёрнах.

Таким образом в осадочных горных породах выделяются два уровня свойств:

Свойства единичного зерна

Состав зёрен

Состав   зёрен полностью определяется составом разрушаемых и поступаемых в поток пород.
Установлена зависимость состава зёрен от размера зёрен. Эта зависимость проявляется в том, что зёрна, размер которых ≤2 мм, существенно сложены минералами и их обломками. Зёрна, размер которых ≥2 мм, сложены существенно породами. Это позволяет всё многообразие рыхлых обломочных пород разделить на минакласты (зёрна сложены преимущественно минералами (миналы)) и литокласты (преимущественно породами).
Соотношения между минералами в осадках показаны в таблице [6]:

Минерал дистен Dis эпидот Ep пирок-
сен Px
турма-
лин Tur
магне-
тит Tur
ставро-
лит Stv
циркон Zrn рутил Rut ильме-
нит Ilm
гранат Grn кварц Qw Всего
Кол-во зёрен 43 174 250 267 307 417 417 478 850 1105 5874 10237
% от суммы 0,420 1,700 2,442 2,608 2,999 4,073 4,611 4,669 8,303 10,79 57,38 100
Форма зёрен

Форма зёрен ( ) [5] — наименее изученная часть свойств обломочных пород. Значение формы зерна определяется её ролью в гидродинамике переноса зёрен водными потоками, влияя на дальность переноса. Из российских учёных в первые об этом, видимо, заговорил И. А. Преображенский ([7], С. 557). Позже этому фактору уделял внимание Ю. А. Билибин [8] на примере изучения морфологии золотин из россыпей различного типа. К. К. Гостинцев [9] приводит элементы геометрической классификации форм зерен, выделив обобщённые формы.

Практика позволяет выделить обобщённые морфологические классы зёрен:
П(ростой). Класс простых форм.
С(ложный). Класс со сложными морфологическими разностями зёрен.
П. Класс простых форм:
П1. Призмоидальные зерна (призмоиды). На практике часто форма зерен апроксимируется прямой призмой типа параллелепипеда. При A= B= C параллелепипед переходит в куб. Этот тип объединяет различные кристаллы, таблички, чешуйки, проволочки, палочки, нитевидные формы, пластинки и т. д. Это — тип симметричных зёрен по всем осям, то есть зерна обладают осями симметрии. В них центр масс совпадает с геометрическим центром зерна (с центром симметрии).
П2. Эллипсоидальные формы с крайним видом — сферическим (или шаровым). Соотношения осей разнообразны вплоть до уплощенных форм, называемых чешуйками, дисками, пылинками, зернами, а также кристаллы. В зернах этих типов оси A, B, C имеют надёжную морфологическую привязку. Эта форма выводится из форм типа П1 путём сглаживания различной интенсивности углов, наростов и пр.
П3. Пирамидальные (тетраэдральные) формы, видимо, достаточно редко выделяемые; они принадлежат чаще всего осколкам минералов, меньше — пород. К этому типу, в частности, можно отнести:
трапецеидальные формы обломков кварца, которые часто представлены клиновидными (иногда изогнутыми до серповидных) разностями.
-собственно тетраэдральные формы. Форма наименее определимая. Объём понятия не совсем ясен. Два тетраэдра с общим основанием (биформы) могут быть отнесены к типу призмоидов. Для этих форм морфологическая привязка осей   затруднена.
С. Класс сложных форм. Он является наиболее распространённым. В этом классе выделяются основные типы:
С1. Тип сложных призмоидов. Эти формы образуются при линейном соединении призмоидов или эллипсоидов. Параметры A, B, C близки истинным, позволяя делать грубую оценку объёма зерна и других гидродинамических параметров. Формы типичны для россыпного золота (проволочки, ленточки и пр.).
С2. Тип асимметричных эллипсоидов с гладкой или близкой таковой поверхностями. В сечении имеют форму неправильных четырёхугольников. В этих зернах центр тяжести сдвинут в сторону от геометрического центра частицы, что имеет большое значение при её переносе, поскольку при этом возникает момент инерции. Форма достаточно сложна для изучения, поскольку весьма трудно без прямых наблюдений определить её объём.
С3. Тип (сегментированных) зерен, образованных при раскалывании зерен эллипсоидальной и меньше призмоидной и других форм. Иногда называется угловато-окатанный тип.
С4. Тип зерен иной формы. Это наиболее распространённый тип. Обладает расчлененной поверхностью за счёт различных «наростов» (выступов). Последние формы часто можно назвать звездоподобными (звездоидными). Выступы увеличивают кажущиеся размеры зерен с не адекватным увеличением массы тела, а значит, и его плотности (кажущаяся плотность), обычно меньше стандартной.
С5. В зернах золота (золотинах), имеющего высокую пластичность, бывают формы с отрицательными выступами (вогнутые), вплоть до образования внутренних пустот закрытого или открытого вида. Подобные формы напоминают формы облекания, поэтому этот тип условно можно назвать типом «облекания». Эти формы трудны для морфометрического и гидродинамического анализов. Подобные формы иногда встречаются и среди частиц, выполненных силикатным веществом, например, кремни с раковистым изломом.

В «Петрографии осадочных пород» в качестве аналога формы широко используется понятие «окатанность», как степень округлённости углов в зёрнах. Анализ показал, что «окатанность» к форме зёрен никакого прямого отношения не имеет, но отражает степень физического изменения исходной формы (степень физического метаморфизма).

Размер зёрен

Размер зёрен ( )[10] всегда измеряется в трёх направлениях. Эти параметры соответствуют некоторой виртуальной системе координат. Ориентировка этой системы координат относительно внутренних свойств зёрен не определена. Наибольший размер (длина) обозначается через A, средний размер (ширина) — B и минимальный размер (толщина) — C. Поскольку зёрна имеют различныю форму, то этот метод определения размеров зёрен приводит к тому, что зерно произвольной формы вписывается в прямую (виртуальную) призму, или псевдопризму, размеры которой описываются величинам A, B и C. Конкретные величины значений этих измерений колеблются в широких пределах. Наибольшее значение присуще, вероятно, глыбам пород в курумниках, валунам в ледниковых отложениях и пр., и могут превышать 10 м. Эта величина определяется внутренними свойствами разрушаемых пород. Точное значение минимальной величины C не известно. В зёрнах, сложенных породами, минимальный размер определяется размером зёрен в породе. В минералах оно может достигать нескольких микрон, их можно рассмотреть только в электронный микроскоп. В рыхлых осадочных породах измеренная величина (например, золотин)- <0,005 мм (А. В. Сурков, 2003). Порядок изменения этих величин также неизвестен: если произвольно взять два соседних зерна Зi и З(i+1) в упорядоченной по размерам совокупности зёрен, то величина T = Зi/З(i+1) неизвестна. А. Н. Колмогоров (1941), анализируя логарифмически нормальное распределение случайных величин, полагал, что при дроблении минимальное количество вновь образованных зёрен равно двум, т. е. T = 2. В практическом плане удобней бывает логарифмический масштаб измерения с основанием T = 10.

Свойства совокупности зёрен

Связь между параметрами зёрен

Возможны установления определённых отношений между размерными параметрами. В минакластах зёрна не изометричны, их размерные параметры соответствуют неравеству  , то есть зёрна представлены псевдопризмами, а это означает возможное наличие функциональных зависимостей между ними, то есть, например, уравнения вида  ,   и т. д. kП представляет собой обобщённый коэффициент уплощённости: чем он меньше, тем более уплощённой в среднем является псевдопризма. Так для зёрен алмаза kП ≈ 1, для кварца — kП ≈ 0,6 — 0,8, для золотин — kП ≈ 0,5.

 
Сравнение распределений средних значений максимальных размеров и периметра псевдопризмы

Если распределение параметров зёрен описывается уравнениями

 ;
 ;

то

 ;
 .

Средневзвешенная величина всех значений отношений описывается последовательностью

  =  

с общим членом:

 ,

в котором   — длина,   — номер члена ряда.

Другое свойство этого ряда: для среднего члена его числитель равен половине суммы числителей крайних членов, то же самое и для знаменателя среднего члена.

Механизм возникновения подобных зависимостей не ясен.

В литокластах форма зёрен уже существенно зависит от состава зёрен. Здесь начинают сказываться внутренние свойства пород.

Строение пород

Строение осадочной породы

Формирование обломочных пород, как способ формирования некоторой совокупности, или множества, зёрен приводит к появлению новых и существенно важных свойств, таких, как структура и текстура. Оба понятия тесно связаны с размерными параметрами зёрен. Поскольку пределы изменения размерных параметров достаточно велики, то создаются специальные шкалы измерений, в которых указываются минимальные и максимальные пределы изменения размеров зёрен определённой группы, получившие специальные названия (пелиты, алевриты, пески и пр.). Значения конкретных границ между этими группами субъективны, частично определяются на основе специальных экспериментов и допущений. В практике это деление (выделение гранулометрических фракций) осуществляется с помощью «ситового» анализа. Однако детальные исследования показали наличие существенного застоя в развитии этого метода, который сильно искажает реальные размеры и соотношения между ними в зёрнах [11][12].

Несмотря на широкое распространение, понятия «структура» и «текстура» до сих пор не имеют чёткого и строгого определения.

Н. Б. Вассоевич (1958 г.) пишет: "Провести резкое разграничение понятий о текстуре и структуре не представляется возможным — это разделение неизбежно несёт печать большей или меньшей условности. ([13], С.95)

Н. В. Логвиненко использует следующее определение:

«Текстура это — сложение осадочной породы, обусловливаемое ориентировкой, взаимным расположением составных частей, а также способом выполнения пространства… Структура — строение породы, определяемое размером, формой, ориентировкой частиц и степенью кристалличности вещества (микроскопический признак)…([14], С.95)».

Эти умозаключения нельзя считать определениями: они не соответствуют смыслу понятия «определение», существующему в научном познании, поскольку не указывают чётких признаков, отличающих их как друг от друга, так и от других понятий в структурной геологии. На практике использование понятия «структура» в основном свелось к характеристике размерных параметров зёрен. В связи с этим понятие структура в петрографии не соответствует понятию «структура» в кристаллографии, структурной геологии и других науках о строении вещества. В последних «структура» больше соответствует понятию «текстура» в петрографии и отражает способ заполнения пространства[15]. В целом, определения «структуры» и «текстуры» в петрографии можно назвать квазиопределениями, которые отражают только возможное содержание этих понятий. Если принять, что «структура» является пространственным понятиям, то следующие структуры («ложные структуры») нужно считать бессодержательными: вторичные или первичные структуры и текстуры; кристаллические, химические, замещения (разъедания, перекристаллизации и т. д.), деформационные структуры, ориентированные (3-280), остаточные структуры (3-282) и пр. (в скобках — номер тома и номер структуры в списке [16]).

Элементы теории структур

Исходные положения.

Эти исследования опираются на понятие «горная порода», сформулированное выше. В свойствах породы выделены две части — вещественная и пространственная. К параметрам, связанным с пространственным расположением зерен, относятся: морфологические и линейные характеристики зерен; пространственное расположение центров тяжести зерен (не изучено); пространственные взаимоотношения зерен, обусловленные различиями в размерах и форм зерен. Эти параметры определяют состояние породы и позволяют установить типы состояния породы: сложение и строение породы. Первый тип состояния породы — сложение пород — это состояние, характеризуемое качеством представления вещества породы. Второй тип состояния породы — строение — это состояние, обусловленное изменением элементов строения. Здесь выделяются подтипы строения: структура SR и текстура (TR). Структура — это свойство множества структурных элементов, определяемое размерами зерен и их количественными соотношениями. Таким образом, если L — размерный параметр элемента в породе и   — количество элементов с этим размером, то структура — это множество (L,N), то есть SR =(L, N).

Определение структуры

Ранжирование зерен по их размерам не является исходной основой для их классификации. Если опираться на механику процесса, например, переноса, то одним из важнейших параметров является масса   компонента. В потоке из частиц с массами m1 и m2 частицы обладают кинетическими энергиями. В случае равенств этих энергий получаем отношение  , где xi} — расстояние, на которое перемещаются частицы за равные промежутки времени. Это отношение определяет необходимые условия разделения частиц в потоке. Поэтому исходной операцией для проведения классификации частиц должно быть ранжирование зерен по их массе, отражаемое рядом P:

 

где i= 1, 2, … , n- порядок измерения зерен, а n- количество этих зерен.

При проведении конкретных классификаций обычно используются линейные li параметры зерна с последовательностью

 

хотя количественные оценки распространённости осуществляются через площадные (процентные) параметры.
Эта последовательность может иметь значительную длину и никогда не строится. Их анализ возможен в двух направлениях.

  А). Выделяется строго упорядоченная последовательность. Для этого выбрасываются почти все элементы, равные друг другу, и оставляется один элемент, представляющий эти выброшенные элементы. Осуществляется свертка (S) для P4; этот остаток, называемый уплотнением (P4), будет иметь вид
 

Полный вид свертки (SP4) для конкретных пород, и как он изменяется в них, не известны. Обычно говорят только о пределах изменения параметров li, называя максимальные (maxli) и минимальные (minli) значения размеров зерен.

  Б. Второе направление анализа P{4} — использование числовых рядов, которые строятся так же, как и указанные выше последовательности, но вместо ( ) ставится знак суммы (+). Свертка всех последовательностей осуществляется объединением равных элементов и сложением их площадей. Тогда эти последовательности преобразуются в ряды
 
 

Здесь S и L — суммарные площадь ( ) и длина ( ) всех сечений зерен на изученной поверхности. Поскольку на практике используются одновременно оба ряда, то записывают следующим образом:

 

Выражение Si(li) означает, что измерена площадь Si, занимаемая всеми сечениями тех зерен i, размер которых равен li. Если элемент Si представить в виде произведения  , то последнее будет иметь размерность объёма. Свёртка (RSl) отличается от свёртки (SP4) наличием коэффициентов при параметрах li. Поэтому свёртку (SP4) можно назвать основанием свёртки (RSl).

Вышесказанное позволяет проводить числовой анализ полученных соотношений. Во-первых, параметр li можно рассматривать как значения координатной оси и таким образом строить некоторый график. Такой способ обработки в настоящее время производится редко. Подобный подход описан, например, в [11] или в [12] при изучении рыхлых отложений. Эти представления получили названия спектров (линейчатые или непрерывные). Во-вторых, последовательность (RSl)1 можно ранжировать по убыванию коэффициентов  , в результате получается ряд (RSl)2.

 

Именно этот ряд и будем называть структурой данного сечения породы, он же является и определеним понятия «структура». Основанием структуры является свертка {SP4}. Это введение позволяет свертку (RSl)1 называть вслед за [12] структурным спектром. Такое представление структуры позволяет проводить качественное сравнение как сверток, так и различных структур между собой. Параметр   есть элемент структуры, а параметр k=lmax — lmin — длина структуры. По построению n = k. Ряд вида

 

будем называть нормированной структурой с тем же основанием. Обычно нормировка идет таким образом, что полная сумма ряда равна 100 %. Это соответствует наиболее распространённому способу описания структуры в геологической практике.

Структура элементарна, если k= 1. Структура совпадает со своим элементом, то есть S_{1}(l_{1}) = S или  %. Тогда порода сложена зернами, размерные параметры которых равны друг другу. Эта структура называется равномерно-зернистой. Множество равномерно-зернистых структур образуют класс равномерно-зернистых структур, в котором каждая структура отличается параметром l. Если  , то структура образована зернами, размер которых изменяется в пределах, отражаемых сверткой (SP4). Это — структуры неравномернозернистые , их множество — класс неравномерно-зернистых структур. В неравномерно-зернистой структуре kmin = 2. Тогда   и  .

Класс неравномерно-зернистых структур является обобщением класса равномерно-зернистых структур. В классе неравномерно-зернистых структур выделяются подклассы:

1) подкласс собственно неравномерно-зернистых структур;
2) подкласс порфировых структур (или структур включения) класса неравномерно-зернистых структур с рядом l1 >> l2 ≈ … ≈ lk (в основной приближенно равномерно-зернистой массе находятся зерна с размером, превосходящим наибольший размер зерен основной массы). Зерно l1 называется порфировым выделением (зерном, включением);
3) подкласс порфировидных структур класса неравномерно-зернистых структур. От предыдущего подкласса отличается тем, что основная масса неравномерно-зернистая и отличие размеров порфировых зерен от размеров зерен основной массы менее резкое. В петрографии обломочных пород эти подклассы не выделяются, хотя их аналоги распространены широко, например, песчаники с (включениями) гравием, галькой и пр. с образование структур включения. В этих случаях основная масса называется цементом (базальным). Подкласс порфировых структур (структур включения) объединяет также структуры, существующие в породах с миндалинами, овоидами, стяжениями и другими формами включений.
Сравнение структур

Изложенные выше характеристики структур позволяют получить решение важной в петрографии горных пород задачи: сравнение структур горных пород. А. Равномерно-зернистые структуры   и   равны, если   и  .
Теорема: сложение двух равных равномерно-зернистых структур   и   даёт равную им равномерно-зернистую структуру. Теорема: сложение равных равномерно-зернистых структур   также даёт равномерно-зернистую структура, равную структуре составных частей.
Следствие 1. Если образец с равномерно-зернистой структурой разделить на некоторое количество частей, то каждая часть образца породы будет характеризоваться равной ей равномерно-зернистой структурой.
Следствие 2. Если в образце породы с равномерно-зернистой структурой изучена некоторая часть образца породы, то порода этой части образца характеризует и всю породу.

Б. Сравнение неравномерно- зернистых структур. Основой анализа является выделение структур   и  , построенных по основанию   и в   и   элементы расположены по убыванию размерных параметров. Таким образом, имеем:

 .

В этом случае первый элемент определяет название структуры на основе сравнения со специальной классификацией (эталоном).
Совершенно ясно, что с одним и тем же основанием может быть большое количество структур. Поэтому множество структур, построенных по общему основанию, назовем семейством структур по основанию ( ). Можно выделить два крайних случая:

а). В обоих рядах порядок элементов одинаковый.
б). Порядок элементов во втором ряду противоположен таковому первого ряда.

Степень близости обоих рядов определяется с помощью представлений теории перестановок и описано в [17]. При совпадении этого порядка индекс инверсии  . Если числа подстановки (второго ряда) располагаются в порядке обратном, чем в первом ряду, то  . Число  иногда называют вероятностью по Керкендалю.

В практическом плане по способу изображения выделяются графические структурные (то есть изображённые на графике) спектры с разделением их на линейчатые и непрерывные спектры. Линейчатые спектры являются аналогом гистограмм. Линейчатые — обыкновенный график. Проявленность спектров различная. Простейший спектр одномодален с нормальным распределением размерных параметров. В реальных условиях спектр имеет две или более вершины; среди них выделяется одновершинная часть спектра с максимальной встречаемостью размерного параметра. Эта — главная компонента, остальные — дополнительные. Иногда [11] дополнительные компоненты спектра объясняются поступлением вещества дополнительными потоками.

Элементы теории текстур

Основные понятия

Текстура является одной из важнейших понятий как в петрографии осадочных пород, так и вообще в петрографии любых пород. Текстура отражает способ заполнения пространства элементами структуры. Естественно, что расположение элементов структуры в пространстве во многом определяется условиями образования пород [18]. Тем не менее, все текстуры имеют общие свойства, которые позволяют рассматривать текстуры независимо от условий образования пород. В дальнейшем для описания текстур необходимо использование новых понятий, заимствованных из теории множеств.

Множество   является пересечением множеств   и   и обозначается через  , если элемент   множества   одновременно принадлежит и множеству  , и множеству  . Если   есть пересечение большого количества множеств  , то есть  , то пишут  

Применительно к геологическим объектам, являющимся величинами размерными, это определение преобразуется в определение: множество   элементов   со свойствами   и  , является пересечением множеств   с элементами, обладающими свойствами  , и   с элементами, обладающими свойствами  , если свойства элемента   одновременно принадлежат свойствам элемента множества   и элемента множества  .

Множество   является объединением множеств   и   и обозначается через  , если элемент   множества   принадлежит либо множеству  , либо множеству  . Если   есть объединение большего количества множеств  , то есть  , то пишут  

Множества   и   являются связными, если элемент   множества   и элемент   множества   можно соединить непрерывной линией произвольной формы, обладающей свойствами: а) все точки этой линии принадлежат множествам   и  ; б) на этой линии нет ни одной точки, не принадлежащей множествам   и  . В связном множестве {З} все зёрна попарно контактируют друг с другом, и нет ни одного зерна, не имеющего контакт с соседним зерном. Такое множество {З} можно назвать компактным. Образец — это компактное множество зёрен.

Зерно — это элементарный объект горной породы. Связная совокупность зёрен ( ), то есть   называется образцом ОБ. Размеры зёрен измеряются по осям   —   (на практике обозначаемые как  ). Принято, что  . Ось  , располагающаяся вдоль оси  , — главная. Плоскость  , проходящую через оси   и  , — также главная. Размеры   определяются размерами образца. Ось  . Пусть в зёрнах З1 и З2   и расстояние между центрами тяжести  ; зёрна З1 и З2 — соседние, если  .

Зёрна отличаются по вещественному составу ( ), форме ( ) и размерам   (от Dimension — размерность), то есть  . Здесь  ,  ,   — элементы структуры. Кроме того, зёрна в образце находятся в некоторых отношениях   друг к другу, то есть  .

Если в образце часть зёрен с этими признаками образуют связную совокупность, то эту совокупность назовем агрегатом (АГ) зёрен. Понятно, что АГ   ОБ (  — оператор принадлежности, или включения). Если структурный элемент — это зерно образца, то пространственная часть образца имеет вид  . Таким образом, текстура ( ) — это множество зёрен образца, обладающих свойством:

 .

Следовательно, текстура является понятием более высокого уровня обобщения, чем структура, поскольку в основу выделения текстур положены не только форма зёрен, и состав, но и их структурные признаки.

Виды отношений

Смысл выражения зависит от сущности параметра  . Элементарные отношения между зёрнами представлены:

  I. R — отношение порядка в распределении размерных параметров, то есть  , тогда  , но  . В этом случае   характеризует структуру   образца, рассмотренную выше. 
II. Если  , то есть не отражает размерные параметры, то  , но  . В этом случае   характеризует отношения между формами зёрен. Формы зёрен механогенных осадочных пород (но не их отношения) рассмотрены выше.
III. Между соседними зёрнами З1 и З2 в образце возникает отношение, которое называется »ориентировкой зёрен друг относительно друга", и к зёрнам применимы представления о скрещивающихся прямых, параллелизуемых с главными осями зёрен.

Ориентировкой (OP) зерна З1 относительно зерна З2 называется такое расположение зёрен в пространстве, при котором проекции главных осей на некоторую (обычно главную) плоскость образуют прямые линии, пересекающиеся под углом  . Обычно  . R = OP

Зёрна в компактном множестве {З} размещаются так, чтобы главные плоскости этих зёрен совпадали. Тогда можно провести плоскости, касательные к поверхностям зёрен как снизу, так и сверху. Если эти плоскости касательны к поверхностям одних и тех же зерен, то зёрна слагают слой B (от B- bed = слой, пласт). Кратчайшее расстояние между плоскостями — мощность (иногда толщина) слоя. Поверхность, расположенная ниже главной плоскости, обычно называется подошвой (ПД); а поверхность, расположенная выше главной плоскости, — кровлей слоя (КР). Если между этими плоскостями располагается по одному зерну, то слой можно назвать монослоем.
В монослое расстояние между этими плоскостями не более размера зерна по оси  . Мощность монослоя зависит от размеров З.
Нормальное положение монослоя — горизонтальное.

При наличии монослоев В1 с параметрами (ПД1, КР1) и В2 (ПД2, КР2) возникает простейшее отношение  , которое называется «наслоением (или напластованием) слоев».
Напластованием монослоев   и   называется такое расположение монослоя   относительно монослоя  , при котором все точки кровли монослоя   принадлежат подошве монослоя  , а все точки подошвы монослоя   принадлежат кровле монослоя  . При этом в кровле   нет ни одной точки, которая не принадлежит подошве  , а в подошве   нет ни одной точки, которая не принадлежит кровле  . Этот изоморфизм будем называть граничным, а кровлю В1 = подошве В2 — границей (ГР), разделяющей монослои В1 и В2. Такие монослои называются соседними. Границы могут быть реально существующими (ГР) и условными (мнимыми, виртуальными) (ГМ). Поскольку границы — это форма отношений между слоями, то для реальных границ пишется В1ГРВ2; для мнимых границ — В1ГМВ2.

Основные типы текстур

Каждый монослой характеризуется параметрами: вещество (M- материал), D, SR, OR. Поскольку  , то монослои характеризуются параметрами   и  . Далее эти параметры записываться в виде биекции  . Если в соседних монослоях   и       и  , то такие монослои будем называть тождественными (или эквивалентными). В таком случае граница между монослоями отсутствует (то есть  ). Если этими свойствами обладают все последовательно наслаиваемые друг на друга монослои, то между ними границы отсутствуют. В этом случае совокупность этих монослоев образует слой, а порода приобретает монолитную текстуру. Это тип компактных монолитных текстур. Если же хотя бы один из компонентов свойств   не совпадает с соответствующим компонентом свойств  , то граница сохраняется (или  ). Любую точку на границе будем называть граничной (или сопряжённой). Если в образце присутствуют несколько монослоёв (слоёв), каждый из которых отличается хотя бы одним элементом текстуры от соседнего монослоя (или слоя), то имеет место слоистая текстура. Это тип компактных слоистых текстур. Эти типы исчерпывают все многообразие основных типов текстур.

Текстуры монолитные и слоистые не являются одноуровневыми (однопорядковыми) понятиями. Между монолитными текстурами и слоистыми текстурами существует принципиальное различие. В первом случае выявляются отношения между зёрнами породы. При этом устанавливаются признаки, определяющие текстуру самой породы: отношения между размерными параметрами (структура), отношения между формами зерен, ориентировка зерен. Тип монолитных текстур является единственным представителем текстур в породе.

В случае слоистой текстуры появляется новый вид отношения: отношение между слоями (слойками). Кроме вышеназванных признаков, определяющих текстуру породы, выполняющей слой, здесь появляются новые признаки, характеризующие отношения слоёв как геологических тел друг относительно друга: средних ориентировок зёрен одного слоя относительно ориентировок зёрен другого слоя, отношение между самими слоями; отношение между размерными параметрами одного слоя относительно размерных параметров другого слоя. Таким образом, слоистая текстура отражает более высокий уровень организации геологического материала. В породе слоистых текстур нет.

В практике геологических исследований часто фигурирует такое понятие, как «слоистая порода» (слоистый песчаник, слоистый алевролит и пр.). Под слоистой породой понимают породу, обладающую слоистой текстурой. В связи с изложенными выше соображениями это понятие необходимо признать не совсем корректным. По определению порода с монолитной текстурой сложена зернами без признаков их пространственного разделения. В «слоистой породе» ситуация совершенно иная. Здесь слоистость обусловлена наличием слоёв (слойков), то есть самостоятельных геологических тел, заполненных породами; в каждом слое порода имеет монолитную текстуру. Следовательно, образец с выявленной слоистой текстурой сложен набором пород, а к набору пород термин «порода» как единичный признак вообще не применим.

Классификация текстур.
Тип компактных монолитных текстур.

Выделяются подтипы текстур:

  А. Подтип текстур изотропных (массивных). Параметры структурных элементов не изменяются вдоль (эталонных) линий, проходящих через образец в любом направлении. Во всех случаях зёрна располагаются статистически хаотично, беспорядочно в породе с равно- или разнозернистой массой. Это — подтип компактных монолитных массивных текстур (текстуры беспорядочная, плотная, неориентированная, однородная и др.). 
Б. Подтип текстур анизотропных. Свойства породы изменяются с изменением ориентировки эталонных линий. Выделяются классы текстуры:

Ба. Класс компактных монолитных ориентированных текстур; обусловлен особенностями строения основной массы породы. Сюда относятся текстуры с согласно ориентированными друг относительно друга зёрнами; иногда их называют гломерокристаллическими, сланцевыми, ориентированными текстурами и пр.

  • Бб. Класс компактных монолитных ориентированных линейных текстур; обусловлен особенностями расположения единичных структурных элементов при хаотичном расположении зерен вмещающей их массы; сюда относятся породы различных порфировых и порфировидных структур, в которых порфировые (порфировидные) зерна, миндалины и пр. являются единичными структурными элементами. Выделяются подклассы:
    • Бба. Ориентированные зерна не образуют единого сообщества и разбросаны по образцу бессистемно. По Н. А. Елисееву это параллельно-линейные текстуры.
    • Ббб. Ориентированные зерна (обычно пластинчатые кристаллы) образуют единое сообщество, проявляемое в виде плоско-параллельного «слоя», создавая видимость слоистой текстуры. По Н. А. Елисееву это плоско-параллельные (ложно слоистые) текстуры.
  • Бв. Текстуры, обусловленные особенностями расположения структурных агрегатов, например, шлиров, обломков пород и пр. Это класс компактных агрегативных текстур (текстуры такситовые, атакситовая и пр.). Этот подкласс текстур специально не выделяется. Если же агрегат рассматривать как обобщённое зерно, то здесь также выделяются текстуры, определяемые расположением единичных структурных элементов. Поэтому можно выделить подклассы:
    • Бва. компактные агрегативные массивные текстуры;
    • Бвб. компактные агрегативные параллельно-линейные текстуры;
    • Бвв. компактные агрегативные плоско-параллельные текстуры.
Тип слоистых текстур.

Слоистая текстура характеризует не отдельную породу, а целый комплекс пород в пределах образца. Поэтому взаимоотношения слоёв и определяют выделение различных подтипов слоистых текстур. Границы частных слоёв, неоднородностей слоёв и сами частные слои будем также называть элементами текстуры. За основу анализа взята пара соседних слоёв, имеющих четко выраженные элементы текстуры. Виды текстур, устанавливаемые на основе анализа этой пары, будем называть элементарными. Здесь уже на сцену выступает форма элементов текстур. Независимо от вида этой формы, их всех объединяет наличие некоторого радиуса Rкр кривизны, на основе которого выделяются крайние подтипы элементарных слоистых текстур: если Rкр =  , то имеет место подтип ламинарных слоистых текстур. Если Rкр <<   — то подтип турбулентных (вихревых) слоистых текстур.

  А. Подтип ламинарных слоистых текстур. Элементы внутреннего строения располагаются субпараллельно границам слоёв, напоминая ламинарное течение жидкости. Выделяются классы ламинарных слоистых текстур. 
  • Аа. Класс простых ламинарных слоистых текстур. Устанавливаются при анализе внутреннего строения одного слоя. Сюда относятся текстуры слоистая, ленточная, плойчатая, полосчатая, сланцеватая, гнейсовидная, параллельная и др. текстуры. Подклассы:
    • Ааа. Элементы текстур практически параллельны друг другу.
    • Ааб. Элементы текстур не строго параллельны друг другу, но они изменяются симбатно друг относительно друга, нигде не пересекаясь.
    • Аав. Слои располагаются косо относительно границы слоя. Текстуру часто относят к разновидностям косой слоистой (текстуры косой слоистости).
  • Аб. Класс сложных ламинарных слоистых текстур. Устанавливается при анализе отношений минимум двух соседних слоёв. Элементы текстуры одного слоя (скажем слоя А) располагаются произвольно относительно границы или элементов текстуры соседнего слоя Б. Возможно выделение подклассов:
    • Аба. согласных ламинарных слоистых текстур — ориентировки элементов текстур обоих слоёв совпадают. Возможно совпадение и мощностей элементов текстур. Но, по крайней мере, в одной граничной точке характеристики (  и пр.) слоёв различны.
    • Абб. контрастных ламинарных слоистых текстур — ориентировки

элементов текстур обоих слоёв существенно различны.
Возможны разновидности текстур:
Абба. Слой А обладает простой ламинарной слоистой текстурой, слой Б — косой слоистой текстурой.
Аббб. Оба слоя обладают косой слоистой текстурой, но элементы текстуры слоя А располагается косо к элементам текстуры слоя Б.

  Б. Подтип турбулентных (вихревых) слоистых текстур. Такие текстуры обычно называются (собственно) косой слоистостью. Одним из свойств (кроме Rкр) элементов текстур этого подтипа является ограниченность длин слойков в сечении образца. По характеру поведения Rкр можно выделить текстуры: 
  • Ба. Rкр = const. Слой образует эллипсовидное кольцо постоянной формы. Так как мы имеем дело со слоистыми явлениями, то образуется сферическое образование (эллипс, шар и пр.), заполненное слоистым веществом. Сама сфера может быть срезана другими сферическими образованиями. Строго анализа этого вида текстур не существует.
  • Бб. Rкрconst. Радиус кривизны изменяется не только по длине элемента текстуры, но и от слойка к слойку.

Перенос механогенных осадочных пород

Виды потоков

Выделяются потоки:

1. потоки, в которых несущим компонентом является вода. Смесь воды и твёрдого вещества образуют взвесь (суспензию);
2. потоки, в которых несущим компонентом является газовая (воздушная) фаза. Характеры для пустынных мест.
3. потоки, в которых несущим компонентом является другое твёрдое вещество. Как правило, несущим веществом в этих потоках является твёрдофазная вода — лёд, а сам поток называется ледником. Здесь выделяются два механизма переноса: -перенос вещества в теле и по поверхности ледника;
-перенос вещества осуществляется через разрушение ложа ледника и толканием вещества фронтальной частью ледника.
4. Особой формой потока являются гравитационные потоки делювиальных образований на склонах гор (делювиальные потоки).
Здесь не рассматриваются гидротермальные потоки и потоки, в которых несущим компонентом является расплавленная магма, хотя они могут переносить твёрдый либо коллоидный материал.

Потоки-взвеси — преобладающая форма переноса вещества. Вместилищами потоков являются разнообразные водные бассейны — моря, озёра, реки. Концентрация твёрдого вещества изменяется в широких пределах и колеблется от долей процента (потоки малой плотности) до 60—80 % в селях, в которых вода играет только роль разрыхлителя и смазочного материала. В делювиальных потоках концентрация твёрдого вещества ещё больше.

Скорости перемещения зёрен в потоках. Геоспидометр

Эта задача всегда и давно привлекала геологов (литологов) и является составной частью решения обратной задачи Литологии. В основном она касалась осадков, переносимых водными потоками. В этих потоках обычно выделяются ламинарное и турбулентное течения [19]. Приводимые ниже способы решения задачи о скорости перемещения наносов относятся к ламинарным или приравненным к ним потокам. Решение задачи для турбулентных потоков отсутствует, не ясна также роль такого явления как кавитация [20], играющее значительную роль в формировании турбулентных движений. Это интересно потому, что в микроструях жидкости при захлопывании «пузырька» скорость движения жидкости может достигать 80—120 м/сек, а сам «пузырёк» действует как твёрдое тело, оказывая значительное влияние на поверхность, вблизи которого он образуется.
Можно выделить несколько этапов поисков решения этой задачи.

Период качественного решения задачи

Он характерен для ранних этапов развития литологии; качественное решение широко используется и в настоящее время. Решение задачи исходит из интуитивного представления, что чем меньше зерно, тем оно переносится дальше и для этого необходимы небольшие скорости течения потоков.

В основе этих выводов лежит представление о кинетической энергии частицы  , где   — кинетическая энергия,   — масса зерна,   — скорость движения зерна [21]. Для зёрен З1 и З2 кинетическая энергия имеет значения   и  . Так как энергия потока передаётся переносимым зёрнам, то можно записать   =   =  . Тогда для обоих зёрен выполняется равенство   =  . Поскольку  , где    — плотность зерна, определяется минералом, выполняющим зерно;    — объём этого зерна, то выявляются два варианта поведения зёрен при перемещении в потоке:

  1. Для частиц одного состава   =   и имеем   =  . В этом случае вперёд уходит зерно меньшего размера.
  2. для частиц одного размера   имеем   =  ; в этом случае вперёд уходит более лёгкая частица.

Это объяснение обладает одним недостатком: оно не учитывает взаимодействие зерна с потоком при перемещении; в этом выводе по умолчанию предполагается, что зёрна, получив от потока некоторую долю его энергии, далее двигаются независимо от потока. Но это не так. Зерно, двигаясь с меньшей скоростью относительно потока, представляет собой преграду; преодолевая её, поток передает зерну дополнительную энергию, искажая полученную выше картину. Кроме того, этот подход не позволяет решить обратную задачу.

Качественное использование представлений гидродинамики

В исходной основе лежат работы гидрологов с широким применением результатов теории подобия (М. А. Великанов, В. М. Гончаров, 1938, 1953; В. П. Зенкович, 1946; А. М. Годен,1946; Л. Прандтль,1951; Я. Церебровский, 1958; Л. Г. Лойцянский, 1970; Дж. Гриффитс, 1971; Ф. Дж. Петтиджон и др., 1976, 1981) по анализу переноса наносов, используемые при строительстве плотин, дамб и т. д.[19]. Все эти работы относятся к типу работ, решающим только прямую задачу.

Ими получены основные уравнения зарождения, переноса и отложения речных осадков, условия возникновения ламинарного и турбулентного движений; применены представления о скорости отрыва зерна от подложки, то есть то минимальное значение скорости потока, которое ведёт к волочению зерна по дну водотока. Впервые эти представления применил Engelgardt (1939—1940 г.), который произвёл расчёты оценочных значений этих скоростей для зёрен разных размеров и затем неоднократно повторённые другими исследователями. В этих же работах широко применяется уравнение Стокса в виде, использованном в [22]:

 

Здесь   — скорость перемещения зерна (z);   — диаметр зерна;   — плотность зерна;   — плотность воды (взвеси);   — вязкость воды (w)(взвеси);   — ускорение силы тяжести.

В ряде работ по седиментологии, например[23], механически повторённое в российских работах, например [24], условие движения турбидитового потока вниз по склону можно описать уравнением  , где  ,   — напряжения сдвига между мутьевым потоком, ложем и вышележащим флюидом;  ,   — плотности турбидитового потока и окружающего флюида;   — высота потока;   — угол склона дна. К сожалению, в эту формулу вкралась ошибка: в одних работах (Селли Р. К.) пишется  , в других ([24], С.120)-  . Тогда скорость   движения плотностного потока описывается формулой ([23], С.170):

 .

Вообще вместо   правильнее писать  . Кроме того, выражение типа   характеризует движение в субвертикальном потенциальном поле и не характеризует субгоризонтального движения мутьевого потока.

Несмотря на полученные результаты, применение их для решения обратных задач литологии затруднительно. Кроме явного нежелания литологов заниматься этими проблемами, сюда накладываются и другие обстоятельства: 1) громоздкость уравнений. 2) Осадки рассматриваются как однородные по минеральному и плотностному составу образования. 3). Абсолютизирована величина плотности воды  , хотя минералы осаждаются не из чистой воды, а из смеси воды и твёрдого материала (взвеси), имеющей свои значения плотности и вязкости. В гидравлике такие смеси относятся к аномальным объектам[25]. 4). Почти нет работ по определению вязкости взвесей в широком интервале концентраций твёрдого вещества. 5). Использование теории подобия существенно усложнило возможность решения обратной задачи. 6). Некорректность использования уравнения Стокса (оно не применимо для решения подобных задач).

Однако главный недостаток всех этих работ — невозможность применить их для решения обратной задачи. Все они предназначены только для качественного анализа процесса осадкообразования.

Литература

  1. Швецов М. С. Петрография осадочных пород. М.: Наука, 1948
  2. Меняйленко П. А. Краткое описание главнейших породообразующих минералов. М.: издание МГРИ, 1977
  3. Макаров В. П. Вопросы теоретической геологии. 4. К определению понятия «Обломочные породы»/"Современные направления теоретических и прикладных исследований. Одесса: Черноморье, 2007. Т.16. С.20 — 27.
  4. Макаров В. П. Некоторые проблемы литологии. «Обломочные породы»./VII международная конференция «Новые идеи в науках о земле.» Избранные доклады. М.: издание МГГРУ, 2005. С.100 — 108.
  5. 1 2 Макаров В. П. Вопросы теоретической геологии. 4. К определению понятия «Обломочные породы»/"Современные направления теоретических и прикладных исследований. Одесса: Черноморье, 2007. Т.21. С.74 — 81.
  6. Макаров В. П., Сурков А. В. Вопросы теоретической геологии. 9. Некоторые морфологические свойства зёрен в рыхлых осадочных породах./Современные направления теоретических и прикладных исследований. Одесса: Черноморье, 2008. Т.23. С.32 — 44
  7. Рухин Л. Б. Основы литологии. Л.: Госгеолиздат, 1961
  8. Билибин Ю. А. Основы геологии россыпей. М.: изд. АН СССР, 1956.
  9. Гостинцев К. К. Метод и значение гидродинамической классификации песчано-алевритовых пород при поисках литологических ловушек нефти и газа. /Методика прогнозирования литологических и стратиграфических залежей нефти и газа. Л.: изд. ВНИГРИ, 1981. С. 51-62.
  10. Макаров В. П. Вопросы теоретической геологии. 7. Элементы теории структур./Современные проблемы и пути их решения в науке, транспорте, производстве и образовании ‘2007. Одесса, Черноморье, 2007. Т.19. С. 27 — 40.
  11. 1 2 3 <Сурков А. В. Методика грануло- минералогического анализа при изучении обломочных пород.// Изв. ВУЗ. Геология и разведка, 1993, 3. 36- 43.
  12. 1 2 3 Сурков А. В., Фортунатова Н. К., Макаров В. П. Об условиях образования современных осадков Чудского озера по гранулометрическим данным.// Изв. вузов. Геология и разведка. 2005. № 5. С. 60 — 65.
  13. Логвиненко Н. В. Петрография осадочных пород. М.: «Высшая школа», 1967.
  14. Логвиненко Н. В. Петрография осадочных пород. М.: „Высшая школа“, 1967.
  15. Макаров В. П. Вопросы теоретической геологии. 7. Элементы теории структур. /Современные проблемы и пути их решения в науке, транспорте, производстве и образовании ‘2007. Одесса, Черноморье, 2007. Т.19. С. 27 — 40.
  16. Половинкина Ю. Ир. Структуры горных пород. Часть 1: Магматические породы; Часть 2: Осадочные породы; Часть 3: Метаморфические породы. — М.: Госгеолиздат, 1948.
  17. . Макаров В. П. Фракционирование радиогенных изотопов и изобаров в природных условиях.// Отечественная геология, 1993, 8. 63- 71.
  18. В. П. Макаров. Вопросы теоретической геологии. Элементы теории «текстур»/Сб. «Современные направления теоретических и прикладных исследований. Одесса, Черноморье, 2007. Т.21. С.74 — 81
  19. 1 2 Великанов М. А. Динамика русловых потоков. М.: Гостехиздат, 1955. Т.1,2
  20. Сердюк Н. И. Исследование разрушающего действия кавитации с целью её использования при рсвоении и эксплуатации водозаборных скважин. М.: ОАО «ВНИИОЭНГ», 2004
  21. Макаров В. П., Сурков А. В. Вопросы теоретической геологии. 10. К проблеме механизма перемещения и осаждения твёрдого вещества из водных потоков./Современные направления теоретических и прикладных исследований. Одесса: Черноморье, 2008. Т.23. С.44 — 56
  22. Страхов Н. М. Осадкообразование в современных водоёмах. Избранные труды. М.: Наука, 1993. ISBN 5-02-002218-7
  23. 1 2 Селли Р. К. Введение в седиментологию. М.: Недра, 1981
  24. 1 2 Романовский С. И. Физическая седиментология. Л.: Недра, 1988
  25. Гудилин Н. С. и др. Гидравлика и гидропривод. М.: изд-во МГУ, 2001

Ссылки