Структуры химических и биохимических пород

Наиболее важным структурным признаком для группы химиче­ских и биохимических пород является форма зерен, которая в этих породах зависит как от свойств самих минералов, так и от усло­вий их возникновения и роста. Величина зерен сравнительно легко изменяется в результате перекристаллизации и поэтому иг­рает второстепенную роль.

В группе химических пород по форме зерен различают следую­щие структуры: 1) идиоморфную, 2) аллотриоморфную, 3) колло-морфную.

Идиоморфная — наблюдается в породах, состоящих из зерен правильной кристаллографической формы.

Аллотриоморфная — характерна для пород, в которых преоб­ладающая часть зерен имеет неправильную форму.

Колломорфная — характеризуется тем, что порода макроско­пически однородна, но при значительном увеличении видно, что она состоит из минеральных частиц сферической или неправиль­ной изометрической формы, прошедших при своем образовании

коллоидную стадию. Наиболее часто встречаются колломорфные выделения глауконита, опала, пирита, фосфатных и некоторых других минералов.

Большим распространением в породах химического происхож­дения пользуются такие минеральные образования, как оолиты и сферолиты, возникающие в результате концентрации вещества и его отложения вокруг какого-либо центра кристаллизации. Наи­более часто оолитовая и сферолитовая структуры встречаются в карбонатах, фосфатах, железистых и алюминиевых породах.

Оолиты — минеральные образования округлой или эллипсоид­ной формы, характеризующиеся концентрически-слоистым строе­нием. Размеры оолитов — от долей миллиметра до 2 мм. Более крупные округлые образования называют пизолитами. Оолиты и пизолиты состоят обычно из ядра и концентрических оболочек (рис. 114, а). Ядром могут служить песчинки или мелкие обломки раковинок, вокруг которых происходит послойное нарастание аутигенного минерального вещества. Иногда совместно с ооли-тами наблюдаются псевдоолиты, бобовины или ооиды — образова­ния, характеризующиеся такой же, как у оолитов, формой, но ли­шенные их концентрического строения.

Сферолиты представляют собой кристаллические агрегаты, со­стоящие из тонких игольчатых кристаллов, расположенных ра-диально вокруг центра кристаллизации (рис. 114,6). В скрещен­ных николях в сферолите виден черный крест, ветви которого па­раллельны нитям окуляра и не меняют своего положения при вращении столика микроскопа.

В породах биогенного происхождения выделяют структуры био-морфную (цельнораковинную) и органогенно-детритовую (порода сложена обломками раковин). Значительно реже встречается орга-ногенно-обломочная структура, которая возникает в том случае, когда обломки раковинок вследствие переноса приобретают ока­танную форму.

Полная структурная характеристика породы должна учиты­вать как форму, так и величину зерен. По размеру зерен разли­чают структуры кристаллически-зернистые (размер зерен более 0,01 мм) и скрытокристаллические (размер зерен менее 0,01 мм).

Таблица 16 Классификация структур химических и биохимических пород (по М. С.Швецову)

Классификация структур хи­мических и биохимических по­род по размеру зерен показана в табл. 16.

Размер зерен, мм	Структура
>1	Грубозернистая
1—0,25	Крупнозернистая
0,25—0,1	Среднезернистая
0,1—0,05	Мелкозернистая
0,05—0,01	Микрозериистая
0,01—0,0001	Афаннтовая
<0,0001	Колломорфнаи
Разные	Неравномернозернистая

Размеры и форма зерен ока­зывают значительное влияние на физико-механические свой­ства пород. Крупно- и грубозер­нистые породы имеют меньшую прочность и легче разрушаются при выветривании по сравнению с породами более мелкозерни­стыми.

В эпигенетически изменен­ных породах наблюдаются структуры перекристаллизации (укрупнение зерен) или грануляции (уменьшение размеров зе­рен), замещения и разъедания. В породах, характеризующихся структурами перекристаллизации и замещения, прочность возра­стает, а в породах со структурами разъедания — понижается.

ТЕКСТУРЫ

При изучении осадочных пород обычно различают внутрипла-стовые текстуры и текстуры поверхности напластования.

Внутрипластовые текстуры характеризуют распределение ма­териала в вертикальном разрезе толщи, т. е. перпендикулярно на­слоению слагающих ее пород. Наиболее характерной особенно­стью строения осадочных пород является их слоистость. В том случае, когда слоистость отсутствует, текстуру называют беспо­рядочной. В породах с беспорядочной текстурой слагающие по­роду частицы располагаются без всякой ориентировки *. Беспоря­дочная текстура особенно характерна для песков и грубообло-мочных пород. Более редкими внутрипластовыми текстурами являются текстуры взмучивания и оползания осадка, микроплой-чатость, сутуро-стилолитовая, фунтиковая и ряд биогенных тек­стур.

На поверхностях напластования наблюдаются трещины усы-хания, ископаемая рябь, следы капель дождя и града, слепки раз­личных кристаллов, борозды, царапины, следы жизнедеятельно-

* Подобную текстуру магматических и метаморфических пород принято на­зывать массивной.

сти организмов и, наконец, гиероглифы — скульптурные образова­ния невыясненного происхождения.

К текстурным признакам можно также отнести пористость и присутствие в породах конкреций.

Внутрипластовые текстуры,

Слоистость. Слоем называется геологическое тело, имеющее более или менее однородный состав по простиранию. Мощность слоя может изменяться в широких пределах, но она всегда значи­тельно меньше его протяженности в длину и ширину. Один слой отличается от другого минеральным составом, структурными или текстурными особенностями. Обычно слои ограничены снизу и сверху поверхностями наслоения, представляющими собой уплот­ненные плоскости, по которым слои легко отделяются друг от друга. Д. В. Наливкин считает наличие плоскостей наслоения од­ним из главных признаков слоя. М. С. Швецов и некоторые другие исследователи допускают, что присутствие плоскостей наслоения не обязательно и переход от одного слоя к другому может быть постепенным. Чередование слоев называется слоистостью. Слои­стость является наиболее характерным признаком осадочных по­род.

Помимо термина «слой», в практике часто употребляется тер­мин «пласт», обозначающий в сущности то же, что и «слой». Однако чаще всего пластами называют слои полезных ископае­мых — угля, соли и т. п.

Основным фактором, определяющим формирование слоисто­сти, являются тектонические процессы. Пульсационные колеба­тельные движения вызывают преобразование рельефа в области сноса, смещение береговой линии, увеличение или уменьшение глу­бины седиментационного бассейна — все эти явления способству­ют прерывистым изменениям условий осадконакопления, что и служит причиной образования слоистых текстур. Так, например, в условиях поднятия размывающейся суши увеличивается вынос обломочного материала в область накопления, изменяется его гранулометрический состав—этому этапу может соответствовать появление в разрезе конгломератов. Менее существенными при­чинами образования слоистости являются периодические климати­ческие изменения, влияние временных потоков, вулканические извержения, жизнедеятельность организмов и т. п.

Формирование слоистости не ограничивается временем осадко­накопления и продолжается в диагенезе и эпигенезе. Возникаю­щие в этот период конкреции и стилолиты подчеркивают неодно­родность осадочных толщ в разрезе и тем самым способствуют образованию слоистости.

Последовательность слоев, их чередование характеризуются определенными закономерностями. Неоднократно повторяющаяся в разрезе пачка слоев называется ритмом. Причиной ритмичности

является закономерная периодическая смена природных явлений, обусловливающих образование слоистых текстур. Полного тожде­ства в повторяющихся ритмах никогда нет, так как они отражают поступательный ход процесса, совершающегося не по кругу, а по спирали. Примером такой ритмичной слоистости является строе­ние флишевых толщ, сложенных однообразным набором двух-трех (реже четырех) пород. Менее резко, но все же достаточно определенно проявляется ритмичное строение в угленосных отло­жениях.

От слоистости следует отличать пластовую отдельность — спо­собность породы раскалываться при выветривании (или механи­ческом воздействии на нее) по определенным направлениям, на­зываемым плоскостями отдельности. В зависимости от состава пород, в которых проявляется отдельность, образуются различные ее формы — в песчаниках и известняках обычно развивается па-раллелепипедная или кубовая отдельность, в глинах — плитчатая. Пластовая отдельность возникает в результате внутренних напря­жений сжатия, причиной которых является уплотнение осадка под воздействием давления вышележащих толщ.

В результате воздействия направленных давлений, обусловлен­ных тектоническими силами, в породах возникают трещины (кли­важ), которые иногда затушевывают не только пластовую отдель­ность, но и слоистость.

Слоистая текстура является причиной четко выраженной ани­зотропности физико-механических свойств осадочных пород. Прочность в направлении, параллельном слоистости, обычно зна­чительно меньше, чем в направлении, ей перпендикулярном, в то время как для фильтрационной способности характерна обрат­ная зависимость. Породы со слоистой текстурой менее устойчивы по отношению к выветриванию. В глинах плоскости слоистости обычно являются ослабленными зонами, которые в определенных условиях подвержены различным деформациям (например ополз­ням).

Морфология слоистых текстур обусловлена главным образом характером движения среды, из которой отлагался осадок. При всем разнообразии слоистых текстур обычно выделяют три глав­ных типа: параллельную (горизонтальную), косую и волнистую слоистость.

Параллельная слоистость является наиболее распространенной в осадочных породах, поэтому называется также нормальной. Характеризуется она прямолинейностью слоев и значительной про­тяженностью их по простиранию. Чередование слоев происходит параллельно плоскости напластования. Параллельная слоистость может быть весьма разнообразной: ленточной — в том случае, ко­гда тонкие слойки, отвечающие сезонным изменениям, образуют повторяющиеся пары, ритмичной (см. выше) и т. д. Условием об­разования параллельной слоистости является отсутствие движе­ния воды в придонной части бассейна.

В последнее время уделяется большое внимание изучению мутьевых потоков. Причиной их образования является оползание осадков на крутом континентальном склоне в результате земле­трясений, волн цунами и сильных штормов. Оползающий осадок взмучивается и устремляется в виде мутьевого потока вниз по склону. Вблизи основания склона скорость его движения посте­пенно замедляется и начинается осаждение обломочного материа­ла сначала более грубого, а затем все более тонкого. Отложения мутьевых потоков характеризуются параллельной слоистостью с однотипной сортировкой материала в каждом слое — постепен­ным уменьшением размеров обломочных зерен от его подошвы к кровле.

Косая слоистость характеризуется сериями коротких, быстро выклинивающихся слойков, расположенных наклонно по отноше­нию к границам раздела этих серий. Существует несколько клас­сификаций косой слоистости, как морфологических, так и генети­ческих. Однако на современном уровне наших знаний еще не уста­новлены достаточно обоснованные связи между морфологическими типами косослоистых текстур и условиями их образования, хотя определенные успехи в этом направлении имеются.

Формируется косая слоистость обычно в русловых отложениях. Она образуется здесь в результате передвижения вниз по тече­нию песчаных валов. Если движение вала прекращается, на него начинает надвигаться (может быть, с некоторым размывом) но­вый песчаный вал. Налегание одного на другой песчаных косо­слоистых горизонтов, разделенных плоскостями размыва, дает в разрезе косослоистые серии, подобные изображенным на рис. 115, а. Различие в направлении падения косых слойков в ко­сослоистых сериях отражает изменения направления потока. Слоистость подобного типа встречается иногда в отложении пойм (рис. 115,6). В этом случае косые слойки залегают более полого, расположение их менее правильное, а пачки слоев имеют большее протяжение. В мелководных участках морей и в озерах поступа­тельное движение песчаных гряд осложняется их движением в об­ратном направлении, в результате чего образуется косая слои­стость перекрестного типа (рис. 115, в). Косая слоистость может также формироваться временными течениями и воздушными пото­ками (эоловая слоистость).

Волнистая слоистость характеризуется криволинейной формой слойков. В разрезе эта слоистость имеет вид волн. Волнистая слои­стость обычно образуется в результате захоронения знаков ряби.

Подводнооползневые текстурыхарактеризуются нарушением первоначальной слоистости в результате оползания незатвердев-ших осадков на дне бассейна. Масштабы проявления оползневых деформаций весьма различны, от гофрировки, измеряемой милли­метрами и сантиметрами, до крупных зон смятия, мощность кото­рых достигает десятков и сотен метров. В первом случае подвод-нооползневая текстура представляет собой систему мелких, не-

редко опрокинутых в одну сторону складочек (рис. 116).На от­дельных участках обрывки микрослоистой породы имеют вид брек­чии. Существенно иной облик имеет текстура крупных подводных оползней. Строение этих отложений характеризуется большой сложностью и беспорядочностью. Иногда наблюдается сильно на­рушенная первоначальная слоистость, в других случаях в массе перемятой породы видны отторженцы пород другого типа. Харак­терной особенностью лю­бых подводнооползневых текстур является залега­ние смятых пачек среди недислоцированных сло­ев. Этот признак позво­ляет отличать подводно-оползневые деформации от обычных тектониче­ских нарушений.

Рис. 115. Типы косой слоистости: а — слоистость русловых отложений, б — слоистость пойменных отложений, а — слоистость прибрежио-морских отложений

Рис. 116. Текстура подвод­ного оползания иезатвер-девшего осадка.

Подводнооползневые деформации наиболее характерны для тон­козернистых пород (алевролитов). Н. Б. Вассоевич* объясняет это способностью алевролитов, содной стороны, образовывать «плывуны», а сдругой — при потере влаги быстро терять текучесть и подвижность. Рассматриваемые текстуры встречаются чаще в от­ложениях геосинклинальных областей, где нередко причиной пере­мещения осадков по дну служат сейсмические толчки.

Текстуры взмучивания.Эти текстуры, названные М. С. Швецо­вым контрузивными, или флюидальными (последний термин пред­ставляется нам неудачным, так как они не имеют ничего общего сфлюидальной текстурой эффузивных пород), близки морфологи­чески к подводнооползневым текстурам. Характеризуются своеоб­разным смятием, закручиванием и раздроблением тонких слойков,

* Н. Б. Вассоевич. Условия образования флиша. Гостоптехиздат, 1951.

подвергшихся воздействию сейсмических толчков, сильного дви­жения воды, роющих животных и ряд других факторов.

Микроплойчатость.Микроплойчатая текстура возникает при сдавливании слоистого осадка или при изменении его объема в процессе превращения осадка в породу. Своеобразная, очень причудливая микроплойчатость образуется в результате гидрата­ции ангидрита с переходом его в гипс. При этом вследствие уве­личения объема горной породы возникает смятие, характеризую­щееся мелкой сложной складчатостью с опрокидыванием складочек в разные стороны.

Сутуро-стилолитовая текстура.Суту-
рами называют мелкозубчатые или бу­
гристые темные линии, которые иногда
наблюдаются в поперечных разрезах
слоев известняков (реже доломитов и
Рис. 117. Сутуро-стилолито- некоторых других пород). Поверхность
вая текстура. расколов по сутурным швам обычно

покрыта тонким слоем глинистого мате­риала, который и окрашивает их в темный цвет. Длина сутурных зубцов менее 1 см.

Стилолиты представляют собой крупные шипы, вдающиеся на­подобие зубцов в нижний слой (рис. 117).Высота шипов стилоли-тов обычно изменяется в пределах 1—10 см, иногда достигая 1 м и более.

Возникновение сутур и стилолитов связывается с неравномер­ным растворением карбонатной породы в условиях ее сдавливания под нагрузкой вышележащих толщ. По всей вероятности, эти пре­образования проходили в процессе эпигенеза. Сутуро-стилолитовые текстуры встречаются в отложениях различного возраста, как в геосинклинальных, так и в платформенных областях. Эти текстуры приурочены обычно к определенным стратиграфическим горизон­там, которые поэтому могут играть роль маркирующих при сопо­ставлении разрезов. Следует иметь в виду, что наличие стилоли­тов изменяет механические свойства породы.

Фунтиковая текстура.Рассматриваемая текстура, называемая также текстурой cone-in-cone, представляет собой систему встав­ленных друг в друга конусов. Вещество конусов имеет обычно гофрированное или плойчатое строение. Образования этого типа очень похожи на органические остатки. Фунтиковая текстура встре­чается почти исключительно в тонких прослоях известняка, зале­гающих среди глинистых пород. Возникновение этой текстуры свя­зывают с эпигенетической перекристаллизацией кальцита, проис­ходящей вод воздействием давления вышележащих толщ.

Биогенныетекстуры. Образуются в результате жизнедеятельно­сти червей-илоедов, а также различных ракообразных, моллюсков и брахиопод. Обычно эти текстуры характеризуются наличием раз­нообразной формы ходов и норок. Ползающие по дну или зары-

ваюшиеся в ил организмы взмучивают, взрыхляют и перемеши­вают уже несколько слежавшийся, но еще слабо уплотненный осадокдв результате чего нарушается первичная слоистость и по­рода приобретает комковатый облик. Подобные комковатые тек­стуры м<эгут быть связаны также с остатками водорослей или возникают в результате развития корневой системы наземных ра­стений. Последние текстуры особенно часто наблюдаются в почве угольных ^ластов.