Н Р Аюпова ЮУр ГУ геологический факультет г

Н. Р. Аюпова ЮУр. ГУ, геологический факультет, г. Миасс Краткий курс литологии

ЛИТОЛОГИЯ КАК НАУКА Литология (от греческого lithos – камень, logos – учение) – геологическая наука, изучающая осадочные породы (экзолиты) и их сочетания, вместе с приуроченными к ним полезными ископаемыми, как взаимосвязанные закономерно развивающиеся геологические образования. Осадки и осадочные породы занимают около 80 % поверхности континентов и >90 % дна океанов и морей. Вместе с тем осадочные горные породы составляют лишь незначительную часть массы Земли и даже в самой верхней части земной коры до глубины 16 км они составляют около 5 % ее массы (по Ф. Кларку). С ними связано огромное количество различных полезных ископаемых, как металлических (железо, марганец, золото и др. ), так и неметаллических (например, горючие полезные ископаемые – торф, угли, нефть), имеющие огромное значение для человечества.

Теория литогенеза рассматривает условия и способы отложения осадков, общий ход и закономерности осадочного процесса. При этом используются самые разнообразные данные: состав, текстуры и структуры пород, взаимоотношение с подстилающими, перекрывающими и прорывающими их породами, данные по геохимии осадков и др. Литогенез или процесс породообразования представляет собой комплекс механических, физических, химических и биологических превращений, совершающихся в стадии образования осадочного материала, его переноса и накопления (стадия седиментогенеза) и преобразования осадка в осадочную горную породу (стадии диагенеза и катагенеза). Продолжительность процесса породообразования зависит от состава осадочного материала и может достигать сотен тысяч лет. Совершенно неизмененные осадки могут иметь возраст миллиард лет (например, рыхлые песчаники или сланцеватые глины в некоторых неметаморфизованных докембрийских комплексах). Литогенез завершается разрушением осадочной породы в случае выхода на поверхность, или превращением ее в метаморфическую породу в случае глубокого погружения.

Связь литологии с другими науками

Полевые методы изучения осадочных пород Текстурный анализ – метод исследования, в основе которого лежит детальное изучение признаков текстур осадочных пород и их комплексов. Палеоэколого-литологический анализ основан на изучение тафономических (закономерности, условия захоронения растений и животных) и экологических особенностей фауны и флоры. Циклический анализ направлен на изучение взаимопереходов внутри слоя или слоев. Формационный анализ является обобщающим. Он направлен на восстановление геологической и геодинамической истории развития отдельных участков земной коры.

Лабораторные методы исследований осадочных пород Историко-геологический или палеогеографический метод дает возможность восстановления условий и обстановок осадкообразования прошлых эпох по соответствующим отложениям (путем фациального анализа). Палеотемпературный анализ – методы измерения или расчёта температур воздуха и морской воды для определённых районов и интервалов геологического прошлого (например, по изотопам O, C – на основе химического и элементного состава выявляет температуру, химические и биотические условия и параметры среды осадконакопления). Генетический анализ направлен на установление способа (установление генетического типа отложений) или условий образования (фации) осадочного вещества. Стадиальный анализ основываясь на знании условий возникновения и преобразования осадков и породы, позволяет не только определить процессы, которые происходили за время существования породы, но восстановить палеогеографические особенности седиментации путем снятия всех более поздних, наложенных изменений. Бассейновый анализ направлен на реконструкцию механизма образования осадочных продуктов любого структурно-тектонического элемента земной коры, основываясь на комплексных седиментологических и формационных исследованиях конкретных бассейнов осадконакопления.

Этапы становления литологии как науки: 1) Начальный период изучения осадочных пород (Леонардо да Винчи, Николас Стенон, М. В. Ломоносов); 2) Период накопления общих сведений об осадочных породах и условиях их образования (А. Грессли - фация, К. Прево – формация, Н. А. Головкинский, А. А. Иностранцев, А. П. Карпинский – учение о фациях, В. В. Докучаев - почвоведение, экспедиции на судне Челленджер (1872– 1876 гг. ) Д. Мерея и А. Ренара); 3) Период формирования петрографии осадочных пород (появились курсы по петрографии осадочных пород в ВУЗах, У. Г. Твенгофел (США) и Д. В. Наливкин заложили основу для дальнейшего развития учения о фациях; В. И. Вернадский - изучение геохимии осадков, А. Е. Ферсман - геохимические процессы, происходящие в осадочной оболочке, П. Босвелл детальное описание осадочных минералов); 4) Период перерастания петрографии осадочных пород в литологию (А. Д. Архангельский - бокситы, фосфориты, осадочные Fe и Cu; А. В. Казаков –фосфориты, М. В. Кленова, Я. В. Самойлов, Н. М. Страхов и др. - современные осадки и геология моря; A. Гаддингом (Швеция) - петрографические описания конгломератов, известняков, глауконита; Л. В. Пустовалов - теория осадочной дифференциации вещества; Ю. А. Жемчужников, В. С. Яблоков, Л. Н. Ботвинкина, П. П. Тимофеев и др. - фациальноциклический анализ угленосных толщ; Н. М. Страхов –учение о типах литогенеза; А. Г. Коссовская, В. Д. Шутов, О. В. Япаскурт и др - постседиментационные преобразования осадочных пород; П. Л. Безруков, А. П. Лисицын - современные морские осадки).

Осадочные горные породы «Осадочными следует считать горные породы минерального или органического состава, возникшие на поверхности литосферы или вблизи нее и существующие при термодинамических условиях, характерных для верхней части земной коры» [Фролов, 1992]. Осадки – продукты, отложившиеся в результате физических, химических и биологических процессов, еще не превращенные дальнейшими процессами в горную породу и лежащие на поверхности в зоне современного осадконакопления (например, песок, сапропель, ил) [Геологический словарь, 1973]. Отложения – под этим термином обычно понимают как древние осадочные образования (горные породы), так и современные (осадки). Термин отложения лучше применять только к древним литифицированным осадкам и вулканогенно-осадочным образованиям [Геологический словарь, 1973]. Все осадочные породы Земли объединяются в осадочную оболочку.

Породообразующие организмы в осадочных породах В осадочных породах присутствуют органические остатки и следы жизнедеятельности организмов. Наиболее важными осадко - и породообразователями являются организмы с кремнистым скелетом (радиолярии, кремниевые губки, диатомовые водоросли), организмы с известковым скелетом (фораминефиры, губки, кораллы, мшанки, брахиоподы, гастроподы, цефелоподы, тентакулиты, остракоды, кокколитофориды, водоросли), прочие органические остатки (фосфатные – чешуя и скелеты рыб, копролиты, экскременты животных, углефицированные ткани растений, смоляные тельца – особые, размером до 2 мм и более выделения растений, служащие для защиты его от высыхания, гниения и разрушения микроорганизмами).

Аллотигенные минералы являются главной составной частью обломочных пород и они имеют обломочный характер. Аллотигенность – образование ранее данного осадка или осадочной горной породы и обычно последующее перемещение в бассейн осадконакопления. К аллотигенным минералам относятся: кластические – реликтовые – остаточные от исходных пород, терригенные – привнесенные с суши и отложенные в водном бассейне, вулканогенные компоненты, вулканические выбросы, остатки животных и растений, привнесенные из других мест обитания. Аутигенные минералы – минералы, образованные на месте нахождения или в зоне осадкообразования, полигенны, т. е. появляются на всех этапах осадочного процесса. Многие из них могут использоваться как качественные показатели условий осадкообразования. На состав аутигенных минералов прежде всего влияет первичный минеральный состав осадочных образований. Например, в кварцевых песчаниках обычным новообразованием является регенерационный кварц, встречаются волокнистые разновидности кварца. В полимиктовых песчаниках встречаются хлориты, гидрослюды, карбонаты, цеолиты. В карбонатных породах при наличии песчаных зерен и глинистого материала возникают аутигенный альбит, хлорит, кварц. Для них характерны: 1. Преобладание аморфных, микро-, скрыто- или полукристаллических (хотя есть и высококристалличные и даже гигантокристаллические) минералов; 2. Гидратированность (вода в их составе разная: гидроксильная, конституционная, цеолитная, гигроскопическая и иная); 3. Переменный состав, связанный как с переменным количеством воды, так и с изменчивым комплексом поглощенных катионов и др. компонентов; 4. Широкое развитие изоморфизма и полиморфизма; 5. Способность реагировать на изменения окружающей среды (например, глины).

Диаграмма, показывающая обычный диапазон значений Eh и p. H на поверхности Земли (контур, покрытый точками) и диапазон устойчивости воды [Краускопф, 1979].

Eh-p. H условия формирования некоторых осадочных пород

Кривые растворимости Al и Si. O 2 при их совместном присутствии в растворах система 9 Al+ 40 Si. O 2+ Na. OH через 6 и 12 мес. через 2 и 48 ч. [Al(OH)2]2(OH 1 -)4]1 - Al(OH)2+ и Al(OH)2+ (По данным Л. А. Матвеевой и др. , 1980).

Влияние концентрации вещества на осадкообразование Соленость морской воды 3. 5 % или 35 ‰, т. е. раствор средней солености. Поверхностные воды во влажных тропиках имеют соленость 3. 4 %, в засушливых зонах пассатов до 3. 79 %. В восточной части Средиземного моря – 3. 9, в Красном – 4. 1, в Черном – 1. 7, в Каспии – 1. 5, а в дельте Волги – 0. 1, в заливе Кара-Богаз-Гол – 16. 30– 28. 9 %. Солевой состав Мирового океана постоянен в течение длительного времени. Резко преобладает Na. Cl – 77. 75 % всех солей. В заметных количествах присутствуют Mg. Cl 2 (10. 87 % от суммы солей), Mg. SO 4 (4. 73 %), Ca. SO 4 (3. 60 %), K 2 SO 4 (2. 46 %), Mg. Br 2 (0, 21 %) и на долю Са. СО 3 и всех других приходится 0. 34 %. В морской воде представлены практически все элементы таблицы Менделеева. Резко отличен состав речной воды: преобладают карбонаты 79. 9 %, хлориды – 6. 9 % (в море всех хлоридов 88. 8 %). Карбонаты быстро выводятся из морской воды биогенным и хемогенным осаждением. На солевой состав воды влияют ювенильные источники.

Стратисфера – зона существования осадочных пород Океаны: Геотермический градиент для верхней части осадочного чехла океана составляет 6. 5 o. С на 100 м [Langseth, Herzen, 1970]. Непосредственное измерение температуры в буровых скважинах показало: в скв. 71 и 72 в экваториальной области Тихого океана T 6. 5 o. С на глубине 250 м, вблизи Алеутской дуги на гл. 350 м - T 18 o. С, на гл. 660 м T 30 o. С [Erickson, 1985], в Аравийском море скв. 222 19 -го рейса «Гломар Челленджер» на гл. 500 м T 23. 5 o. С, на глубине 1300 м 51. 5 o. С, в районе Марианской впадины - 9 o. С на 100 м. Давление нагрузки вышележащих отложений в условиях океана сравнительно невысокое – от 5– 10 до 40– 50 МПа (или от 50– 100 до 400– 500 атм) на океанской платформе и в окраинных морях с мощной толщей осадочных образований. В случае если поровые воды осадков не имеют гидравлической связи с наддонными водами давление может возрастать. Литостатическое давление в толще осадков на глубине 1000 м достигает 15– 20 МПа (150 -200 атм). Динамическое давление имеет значение также в областях срединно-океанических хребтов, в зонах разломов и глубоководных желобов (зонах субдукции).

Континенты: На континентах средний геотермический градиент составляет в среднем 3 o. С на 100 м или 30 o. С на 1 км. В зависимости от положения в геологических структурах эти величины довольно сильно изменяются (на платформах – около 1 o. С, в геосинклиналях 7– 8 o. С). Геотермическая ступень – это интервал глубины земной коры в метрах, на котором температура повышается на +10 o. С. Геотермическая ступень колеблется в широких пределах, что связано с литологией и геологическим залеганием горных пород, движением подземных вод, близостью вулканических 20 очагов и т. д. В среднем для толщ осадочных пород она принимается равной 33 м, а в действительности колеблется от 5 до 160 м. Истинные значения температур чаще всего определяются с помощью буровых скважин. Так, в Ставрополе на глубине 1000 м температура равна 700 o. С, в Невинномыске – на глубине 1500 м около 1090 o. С, в Гурьеве – на 3000 м почти 1080 o. С, а в Москве на гл. 1600 м – 410 o. С. Давление нагрузки вышележащих толщ может быть приближенно рассчитано на основании глубины залегания (мощности) и плотности горных пород. Если принять среднюю плотность осадочных пород 2. 7 г/см 3, то на каждые 1000 м давление возрастает на 27 МПа. Но осадочные породы являются не монолитными породами, они имеют поры и поэтому давление рассчитанное с учетом пористости на глубине 1000 м может составлять 20 МПа. Глубже уже пористость настолько незначительная и давление на глубине 10 км будет превышать 200 МПа, а на глубине 30 км – 600– 700 МПа. При геотермическом градиенте в 25 град/км плавление горных пород может начаться на глубине около 20 км. Давление нагрузки у подошвы стратисферы достигает 3000– 4000 атм (300– 400 МПа). Для сравнения: температура и давление при метаморфизме возрастают на порядок: пренит-пумпеллитовая фация – T 200– 300 o. С, P от 200– 500 МПа, эклогитовая – T 500– 700 o. С, P 900 МПа.

Основные морфологические элементы океанического дна на окраине континента. Два глобальных уровня лавинной седиментации (дельты и подножье континентального склона) I – дельта; II – шельф; III – каньон; IV – основание склона. Жирными стрелками показано направление волн, перераспределяющих осадочный материал на шельфе. Более тонкие стрелки демонстрируют движение песчано-алевритового и глинистого материала [Лисицын, 1988].

Диаграмма Хьюлстрема, приближенно иллюстрирующая влияние средней скорости водного течения на транспортировку, отложение или, наоборот, размыв (эрозию) ранее отложенных частиц разного размера.

Главные пелагические океанские фации в координатах глубина - биологическая продуктивность.

Структуры осадочных пород Конформнозернистые структуры характеризуются приспособленностью зерен друг к другу: зерна полностью, без промежутков, заполняют пространство, они хорошо подогнаны друг к другу, что свидетельствуют об образовании или преобразования зерен на месте залегания породы. Гипидиоморфная - зернами являются кристаллы, поздние зерна или кристаллы приспасабливаются к промежуткам (при кристаллизации из раствора). Гипидиобластовая – внешне похожа на гипидиоморфную, но вторична. Гранобластовая - образуются при росте кристаллов в твердой породе, при раскристаллизации аморфного вещества или перекристаллизации кремневых, карбонатных, глинистых и др. пород, вторична. Механоконформная возникает при механическом приспособлении зерен другу под давлением вышележащих слоев. Неконформнозернистые структуры характеризуются несоответствием контуров у соседних зерен и последнее не полностью занимают пространство, что остается пустым или позже заполняется цементом. Зерна не приспособлены другу. Цельноскелетные биоморфные структуры (раковинные - зернами являются раковины), и биогермные – коралловые, строматолитовые и др. , когда захороняются прижизненно скелеты обычно прикрепляющихся организмов. Сфероагрегатные структурными элементами служат сферические тела : оолитовая, сферолитовая, пизолитовая, онколитовая, бобовая, копролитовая, комковатая, сгустковая, конкреционная, желваковая, окатышевая, псевдоолитовая и др. , в основном, химического и биологического, реже механического происхождения. Обломочная или кластические структуры – осадки и породы сложены обломками кристаллов, стекла, пород, органических остатков, т. е. имеют кристалло-, лито-, витро- и биокластическую структуру.

Структуры осадочных пород по взаимоотношению зерен [Справочник …, 1983]. 1 а – гипидиоморфная (каменная соль), 1 б – гипидиобластовая (доломитизированный известняк), 2 а – гранобластовая (кварцит), 2 б – лепидобластовая (глинистый сланец) и 2 в – фибробластовая (ангидрит); 3 – механоконформная (граувакковый песчаник), 4 – обломочная или кластовая (песчаник), 5 – биоморфная раковинная (ракушечный известняк), 6 – сфероагрегатная (оолитовый известняк).

Структуры по размеру зерен I. Яснозернистые (фанеромерные) крупнее 0. 05 мм. а) грубомерные (от 10000 мм до 10 мм) 10000– 1000 мм (10 м – 1 м) – гигаобломочные, блоковые; 1000– 100 мм (1 м – 10 см) – глыбовые, глыбобрекчиевые, валунные, гигакристаллические; 100– 10 мм (10 см – 1 см) – конгломераты, галечники, дресвяники, щебень б) крупномерные (10 мм до 2 мм) 10– 5 мм – крупнообломочные – дресвяниковые, гравийные) 5– 2 мм – мелкообломочные (мелкоогравийные, мелкоскелетные) в) мелкомерные (2 мм до 0. 05 мм) 2– 1 мм – грубозернистые 1– 0. 5 мм – крупнозернистые 0. 5– 0. 25 мм – среднезернистые 0. 25– 01 мм – мелкозернистые 01– 0. 05 мм – тонкозернистые. II. Криптомерные, незернистые пелитоморфные, афанитовые, менее 0. 05 мм а) алевритовые 0. 05– 0. 01 мм – крупно-алевритовые 0. 01– 0. 005 мм – среднеалевритовые 0. 005– 0. 001– мелкоалевритовые б) пелитовые 0. 001– 0. 0001 мм – крупно-мелкопелитовые, тонко-и ультратонкочешуйчатые в) коллоидальные г) незернистые, бесструктурные

Форма зерен Идиоморфность – отражает первичную форму и степень ее выраженности. , т. е. кристаллографическая форма: кубическая (пирит, галит, сильвин), октаэдрическая (флюорита), ромбоэдрическая (карбонаты), призматическая (сульфаты, пироксены, амфиболы), уплощенная шпатовая (полевые шпаты, кианит) и др. Важно отметить габитус или облик: волокнистый, листоватый, призматический, кубический. Свою форму сохраняют или утрачивают не только кристаллы, но и раковины, сфероагрегаты, даже обломки пород и стекла. Описываются все искажения или невыраженности идиоморфности – неправильность, ксеноморфность (псевдоморфозы). Изометричность – выражает степень физической анизотропии минерала или обломка породы, раковины. Обычно выделяют: 1) изометричные, когда три поперечника зерна равны или наибольший не превышает наименьший, чем в 1. 5 раза. 2) удлиненные (превышает в более 1. 5 раза), 3) уплощенные, 4) удлиненно-уплощенные.

Окатанность оценивают по трех или пятибалльной шкале: Форма зерен по степени окатанности: а – неокатанные, б – полуокатанные, в – окатанные. В первом случае выделяют 1) угловатые, или неокатанные – углы не несут следов сглаживания; 2) полуокатанные – закруглены углы и наиболее резкие грани, первичная форма узнается хорошо; 3) окатанные – обработаны все углы и ребра, вогнутых граней нет и зерна приобретают округлую, эллипсоидальную или близкую к ним форму. Зерна мельче 0. 05 мм никогда не окатываются, т. к. переносятся во взвешенном состоянии. Даже зерна до 0. 1 мм редко окатываются, а в грубохернистых песках неокатанными оказываются более крупные (до 0. 25– 0. 5 мм) зерна. Этим выражается связь формы и размера, которую надо фиксировать.

При растворении возникают коородированные формы зерен, а при перекристаллизации происходит обрастание и разрастание кластических зерен кварца и полевых шпатов преимущественно в песчаниках с сохранением оптической ориентировки исходного обломочного зерна. Форма зерен по степени корродированности: а – слабокорродированные, б – среднекорродированные, в – сильнокорродированные. Форма зерен по степени регенерированности: а – слабо регенерированные, б – сильно регенерированные.

Текстуры осадочных пород Градационная слоистость. а – прямая градационная слоистость, б – перевернутая градационная слоистость, в – симметричная градационная слоистость. Образование песчаных шаров в результате погружения песчаного слоя в разжиженный илистый осадок.

Разновидности слоистой текстуры

Горизонтально слоистые текстуры

Водорослевая волнистая слоистость в строматолитах Основные типы слоистости осадочных пород [Справочник …, 1983]. а-б – косая однонаправленная с прямыми (а) и вогнутыми (б) слойками и с параллельными серийными швами; в – косая разнонаправленная с клиновидными прямолинейными швами; г-е – косоволнистая однонаправленная (г), разнонаправленная (д), крупная и мелкая (е), обычно флазерная; ж-и – волнистая крупная или мульдообразная (ж), мелкая волнистая в основном с симметричной волной (з), и с асимметричной волной и оползневыми осадками (и), к-м – горизонтальная волнистая, полого косая, строго горизонтальная непрерывная и прерывистая.

Образование косой слоистости (а) и определение по ней нормального и перевернутого залегания слоев (б) в крыльях опрокинутой складки. 1 – придонное течение, взвешивающие песчинки (2) и ниже гребня вала дюны турбулентно завихряющиеся (3) и вследствие этого торможения высаживающие на передовом склоне вала градационный слоек (4).

Биотурбидитовая текстура песчаников (а), известняков (б-в), писчего мела глинистого (г), ходов спирофитонов в глинистом биодетритовом известняке (д) и нор сверлящих червей в известняке (е) [Фролов, 1992].

Энтеролитовая складчатость гипса при его образовании в результате гидратации ангидрита и увеличения объема на 30– 40% или меньшего (пермь, Техас; Ф. Дж. Петтиджон, 1981). Порфирогранобластовая структура ангидрита с порфировыми выделениями гипса (пермь, США; Ф. Дж. Петтиджон, 1981).

Силициты биоморфные: а – современный радиоляриевый ил из Индийского океана; б – диатомит пресноводный (плиоцен, Закавказье, из М. С. Швецова, 1958); в – спонголит из силура Франции; спикулы в основном халцедоновые; г – радиолярит из нижней юры Си-хотэ-Алиня; д – диатомит морской (плиоцен, Северная Африка); а, в—д – из "Атласа. . . ", ч. 3. Сечение радиолярий в палеозойских гематиткварцевых породах, Южный Урал.

Трубчатые организмы

Тентакулиты в палеозойских отложениях Южного Урала.

Бактериоморфные структуры

Гиалокластиты базальтового состава вследствие текучести расплава образуют подушечные лавовые потоки, в которых сферические обособления покрываются ломающейся стекловатой коркой. Гиалокластиты представляют собой наполнитель, заключенный между сферическими обособлениями лавы.

Гиалокластиты андезитового состава, вследствие большой вязкости магмы не дают типичных сферических образований. Здесь лава дробится на угловато-округлые и редко эллипсоидальные обломки. Мелкообломочный материал имеет угловатую и остроугольную форму.

Гиалокластиты кислого состава образуются за счет дробления дацитовых и риолитовых лавовых потоков. Мощность их может достигать 34 м. Гиалокластит состоит из обломков размерами до 1 см с острыми углами и гранями. Встречаются обломки дацита.

Влияние состава вулканического стекла на минералогию продуктов, образующихся за счет его субмаринного разложения и диагенетического преобразования, по имеющимся литературным данным, не является первостепенным, хотя и наблюдается в осадках современных океанов предпочтительное образование монтмориллонита и хлоритов за счет основного стекла; цеолитов, альбита и кварца – за счет кислого и среднего; палагонит и хлорофеит образуются по продуктам различного состава. При этом общая направленность этих процессов остается неизменной: трансформация вулканического стекла происходит через хлорофеиты-палагониты, содержащие много воды (10– 30 %) и единственный кристаллический компонент – нонтронит [Мюллер, 1971].

Ряд преобразований гиалокластов в Si. O 2+Fe 2 O 3 -ассоциации Талганское месторождение

Гематит-кварцевые микрофрагменты в кварцевом цементе в джасперитах Талганского месторождения

Перераспределение породообразующих элементов при переходе гиалокластов кислого состава в Si-Feассоциации

Mg-Fe хлориты гиалокластиты риодациты зона перехода к Fe-Si-фазам Fe-Si-фазы Направленность в преобразовании первичных гиалокластов кислого состава при формировании Fe-Si-ассоциаций

мас. % Si Al Fe Mg 1 этап гиалокластиты риодациты 2 этап Mg-Fe-хлориты зона перехода к Fe-Si-фазам Si-Fe-фазы Перераспределение породообразующих элементов при переходе гиалокластов в Fe-Si-ассоциации 1 - риодациты, 2 - гиалокластиты, 3 - Mg-Fe-хлориты, 4 - хлорит-смектитовые фазы 5 - зона перехода к Fe-Siфазам, 6 - Fe-Si-фазы, 7 - цемент

Реликты сульфидных минералов и гиалокластов в госсанитах Молодежное месторождение 3 см Талганское месторождение мест. Им. XIX Партсъезда Талганское месторождение 60 мкм мест. Им. XIX Партсъезда Молодежное месторождение

Поле ТАГ

60 мкм в госсанитах 10 мкм 1 см в колчеданной руде 1 см в гиалокластите Карбонатный материал в джасперитах 60 мкм в джасперитах в умбритах

Циклограмма классификации осадочных пород по Н. М. Страхову.

Главные компоненты вулканогенно-осадочных отложений на колчеданоносных палеогидротермальных полях Южного Урала Гидротермальные сульфидные и оксидные взвеси Рудокластиты сульфидных холмов Интракласты карбонатных построек и планктон Гиалокластиты вулканических куполов