Структуры горных пород
Предваряя вопросы. Бо'льшая часть текста, представленного ниже, взята мною из доступных учебников (Лодочников, 1956, Фролов, 1992-1995, Емельяненко, 1986 и др.), моя здесь только компиляция и небольшая часть текста: увязка фрагментов друг с другом. Я постарался частично изменить формулировки на уровень чуть выше, чем необходимо для студентов первого курса геологического факультета МГУ им. М.В. Ломоносова.
Термины "зернистость" и "зерно" универсальны, ими можно обозначать почти любую структурную единицу породы, будь то кристалл, обломок, оолит и т.д. Мне это не нравится. Я — за то, чтобы сузить смысла этого термина до обозначения только обломочных структурных единиц: песчинок, гравийных зерен и т.д. Поэтому в приведенном ниже тексте я постараюсь, где это возможно, придерживаться именно такой идеологии, даже если в первоисточнике это не так...
Вкратце:
При первом взгляде на породу необходимо определить, видны отдельные зерна или кристаллы, ее слагающие, или нет. Биогенные структуры (раковинная, коралловая и т.п.) опознаются сразу.
Визуально незернистые породы называются пелитоморфными, если они землисты, т.е. глиноподобны (трепела, алевролиты и т.д.), или афанитовыми, если они стекловаты, (как обсидиан, яшмы и др.).
Если порода явно зерниста, необходимо посмотреть на форму и размер отдельных зерен. Возможны 3 варианта: породы кристаллические (состоят из кристаллов), обломочные (состоят из обломков) или неполнокристаллические (состоят из афанитового матрикса с вкраплениями кристаллов). Дальше - вопрос определения размерности зерен: мелко- —> крупнокристаллические, либо мелко- —> грубообломочные. Потом определяется форма зерен (гипидиомрофная, кристаллобластовая, окатанная и т.д.).
По размеру кристаллов структуры подразделяются на:
- Скрытокристаллические, размер меньше 0.1 мм, взглядом отдельные кристаллы не видны, но виден блеск на отдельных сколах по спайности и т.д.
- Мелкокристаллические, размер от 0.1 до 1 мм.
- Среднекристаллические, размер от 1 до 5 мм.
- Крупнокристаллические, размер от 5 до 10 мм.
- Гигантокристаллические, размер более 10 мм.
Структуры магматических пород
В зависимости от степени охлаждения магм должна находиться и степень их кристаллизации:
1) при кристаллизации расплавов и магм в условиях оптимума получаются полнокристаллические структуры;
2) в наихудших условиях могут получиться совершенно или почти совершенно лишенные кристаллов стекловатые структуры;
3) в промежуточных условиях получаются структуры неполнокристаллические часто весьма неудачно называемые полукристаллическими.
С условиями кристаллизации магм должна быть связана величина зерна в полнокристаллических породах. Очевидно, если магма отвердевает медленно, то условия наиболее благоприятны для получения или наиболее крупных кристаллов (небольшое количество центров, достаточно быстрый рост), или, во всяком случае, кристаллов более или менее равномерных. Получаемые в результате структуры называются равномернозернистыми. При этом по величине кристаллов различают структуры:
Из схем кристаллизации видно, что при кристаллизации расплавов и, следовательно, при образовании горной породы сначала выделяется один минерал, который в дальнейшем растет, затем, при продолжающемся выделении этого минерала, начинает выделяться следующий и т.д. Кроме того, при наличии порядка кристаллизации отдельных минералов, совершенно неизбежно, что первые минералы, кристаллизуясь при более высокой температуре, находятся в более благоприятных условиях для роста, чем более поздние, выделяющиеся в более вязкой жидкости, и т.д. Наконец, может случиться и так, что часть магмы затвердевает в очень благоприятных для кристаллизации условиях на глубине, а не успевшая закристаллизоваться часть ее вместе с выделившимися кристаллами изливается или в более высокие горизонты или на земную поверхность, где условия для кристаллизации менее или весьма неблагоприятны как вследствие быстрого понижения температуры, так и вследствие выделения газов и паров, благоприятствующих жидкостности магмы, и следовательно, росту кристаллов. Эти обстоятельства, порознь или вместе, неизбежно влекут за собой неравномерность зерен минералов одних и тех же или разных видов в породе. Получается так называемая порфировая структура, при которой минералы породы весьма сильно отличаются друг от друга по величине. Раньше предполагали, что порфировая структура обусловливается исключительно внезапным изменением условий кристаллизации при излиянии; но она может получиться и при нормальном ходе кристаллизации по эвтектической схеме.
Во всякой порфировой структуре различаются два элемента: более крупные кристаллы — порфиры или вкрапленники и мелкая масса, стекловатая или неполнокристаллическая, служащая как бы цементом для вкрапленников — основная масса. Выделяют, кроме нормальной порфировой структуры, еще структуру порфировидную. Под порфировидной понимают такую структуру, при которой полнокристаллическая основная масса имеет легко различимое макроскопически зерно, в том числе и такое, которое может встретиться и в среднезернистой породе, как, например, в порфировидных гранитах. Связь степени кристалличности и величины кристаллов с условиями отвердевания магмы зависит от того, как скоро идет процесс остывания магмы. Магма затвердевает в породу не при определенной температуре, а в некотором интервале температур.
Неполнокристаллическую породу без четко выраженных крупных вкрапленников часто называют афировой.
От формы зерен минералов зависит облик структуры, особенно под микроскопом. Если минералы должны выделяться из магмы в определенном порядке, то, естественно, наибольшее число шансов для выявления свойственной им кристаллической огранки имеют минералы, выделяющиеся в самом начале; наоборот, минералы, кристаллизующиеся в конце, будут связаны в проявлении своей огранки выделившимися ранее минералами, так как они могут только заполнять оставленное последними пространство. Минералы, имеющие хорошую огранку, называются идиоморфными (греч. idjos — свой, собственный, свойственный); минералы, не имеющие собственных форм, представляют собой минералы ксеноморфные (ksenos — чужой); наконец, минералы, частью проявляющие собственную огранку, частью ограниченные другими, суть минералы гипидиоморфные (hupo — подчиненные). Полнокристиллические структуры зернистых пород или основных масс порфировых пород, в которых можно наметить степень идиоморфизма отдельных минералов, называются гипидиоморфнозернистыми.
Многие авторы отождествляют степень идиоморфизма минералов с порядком их выделения из магмы. Это неверно. Резкий идиоморфизм одной составной части по отношению к другой может иметь место и при одновременной кристаллизации обеих и даже при более поздней кристаллизации более идиоморфного компонента. Известно также, что некоторые минералы обладают свойством проявлять при кристаллизации лучшую огранку, чем другие, кристаллизующиеся в тех же условиях; что тенденция к проявлению граней зависит от примесей и т.д. Все это говорит за то, что мы имеем право на основании структурных наблюдений говорить только о порядке идиоморфизма, а не о порядке выделения минералов. Гипидиоморфнозернистая структура все же, понятно, показывает, что какой-то порядок имел место не только в степени идиоморфизма минералов, но и в последовательности их выделения. Признавая правильность и важность всех высказанных здесь предостережений, можно, однако, признать, что в первом приближении наблюдение порядка идиоморфизма позволяет судить и о порядке кристаллизации.
Структура, в которой минералы прорастают друг друга, давая более или менее правильные грани — структура письменная или пегматитовая. Если же при одновременном выделении минералы не прорастают друг друга, а соприкасаются, то получается структура аплитовая или панидиоморфнозернистая (греч. pan - весь; в приставках - совсем), в которой все минералы более или менее идиоморфны, более или менее изометричны. Эту структуру называют иногда сахаровидной.
Структуры туфов
Туфы, как породы пирокластические, имеют кластические туфовые структуры, иногда очень сильно отличающиеся от структур осадочных пород. В неизмененных или мало измененных туфах встречаются часто обломки стекла, имеющие нередко характерную форму дужек, лунок (в разрезе), совершенно неправильных тонкопористых частиц и пр. (вулканический пепел), придающих породе под микроскопом своеобразный облик. Кроме того, в нормальных осадочных породах при достаточной крупности их зерна (около 1 мм) часто наблюдаются окатанные зерна минералов, в то время как в туфовых структурах встречаются нередко прекрасно образованные кристаллы, а также вкрапленники - капли застывшей лавы, выброшенной силой взрыва из жерла вулканов. Очень мала вероятность встречи в собственно осадочных породах обломков с резко выдающимися углами или пальцевидными отростками, так как такие их части должны легко обламываться в процессах переноса. В туфах могут встречаться зерна минералов с глубокими заливами от расплавления; так как часто эти минералы транспортируются только по воздуху, оставаясь на месте после своего падения, эти грубые и выдающиеся зазубрины на зернах минералов в туфах могут сохраниться, и т.д. Когда туфы сложены преимущественно обломками кристаллов, стекла, пород, они имеют соответственно кристалло-, витро- и литокластическую структуру.
Наверх
Структуры осадочных пород
Структура - важнейшая характеристика породы, выражающая ее зернистость (см. Фролов, 1992, стр 22,88). Надо сначала подразделить породы на визуально зернистые и незернистые, "однородные". У яснозернистых отмечаются все стороны структуры: диапазон размеров зерен (от крупногo до самогo мелкоro видимогo), размер преобладающих преобладающей фракции зерен, степень равно- или разнозернистости, форма зерен и их соотношение (конформное или неконформное), если видно. Поскольку предел разрешения глазом около 0,05 мм (по другим данным - 0,1 мм), то визуально фиксируют этот размер (естественно, если такие зерна имеются в породе), а о более тонких фракциях породы или веществе гoворят в возможной форме. По преобладающему размеру называют породу, например, "среднезернистой". Если порода настолько разнозерниста, что преобладающую фракцию нельзя выделить, породу так и называют "разнозернистой". По мере увеличения содержания преобладающей фракции возрастает и степень сортировки от плохой и средней к хорошей и очень хорошей или степень равнозернистости (см. Фролов, 1992).
Структуры осадочных пород по соотношениям зеренТаблица 1. (по: Фролов, 1992) |
|
| I. Конформнозернистые | II. Неконформнозернистые |
|
|
Осадочные породы имеют структуры, отличные от магматических. Большая масса этих пород — породы обломочные, структура их кластическая, т.е. порода состоит большей частью из обломков отдельных минералов или даже пород.
К органическим осадочным породам кластического же происхождения применяются те же структурные обозначения, а в химических осадках, по самому способу их происхождения, могут получиться структуры и кластического характера, и аналогичные структурам пород метаморфических, и частично также изверженных.
В осадочных породах нередки порфировые структуры: на фоне относительно микрозернистой или даже пелитоморфной массы выделяются крупные зерна (не больше 30-35%) - раковины, гальки или кристаллы, нередко идиоморфные. В последнем случае неправильно всегда делать вывод о их самом раннем выдлении: они могут быть и самыми последними в генерациях минералов, если минерал обладает большой кристаллизационной силой, например доломит в кальцитовой основной массе (Фролов, 1992). Я считаю, что употребление этого термина для кластических и органогенных пород недопустимо, его логичнее оставить для магматических и хемогенных пород во избежание путаницы.
Визуально незернистые породы называются пелитоморфными, если они землисты, т.е. глиноподобны (трепела, опоки, мергели, алевролиты и т.д.), или афанитовыми, если они стекловаты, как обсидиан (яшмы, кремни, некоторые фарфоровидные известняки, фосфориты и др.).
Форма зерен оценивается по степени искаженности, например, мexaническими - разламыванием (дроблением), окатыванием или химическими способами, а также по стeпени идиоморфности. Выделяют неокатанные, плоxo-, средне-, хорошо и очень хорошо окатанные зерна. Идиоморфные зерна противопоставляют неидиоморфным, не выразившим свою форму, как бы "бесформенным", а также ксеноморфным, приобретшим чужую форму (форму минерала, которого заместил данный или заполнил после растворения). В осадочных породах важна не только кристаллическая форма, но и органогенная или натечно-коллоидная, конкреционная и др. (см. Фролов, 1992)
Различают три или четыре типа конформных структур (см. табл.1).
Рис. 1. Структуры осадочных пород по соотношению зерен:
1-3 - конформнозернистые и 4-6 - неконформнозернистые структуры: 1a - гипидиоморфная, 1б - гипидиобластовая с элементами биоморфной, 2а, 2б, 2в - гpaнo-, лепидо- и нематобластовые; 3 - механоконформная; 4 - обломочная, или кластическая; 5 - биоморфная раковинная; 6 - сфероагpeгатная, например оолитовая
(по: Фролов, 1992)
1. Гипидиоморфная (рис.1, 1а), в которой зернами являются кристаллы, последовательность выделения которых выражается их степенью идиоморфизма: ранние более идиоморфны, поздние приспосабливаются к промежуткам; образуется при кристаллизации из раствора, т.е. первично, подобно тому, как это происходит при кристаллизации из расплавов (граниты, габбро и др.).
2. Гипидиобластовая (рис.1, 1б) внешне похожа на гипидиоморфную, но существенно отличается происхождением: она не первична, а вторична, возникает при метасоматозе или перераспределении вещества в твердой породе, например при доломитизации известняков. Доломит, обладая большей кристаллизационной силой по сравнению с кальцитом, способен образовать свою ромбоэдрическую форму даже в твердой, известковой породе, как бы раздвинуть или уничтожить кристаллы кальцита. Эта структура является промежуточной между гипидиоморфной и гранобластовой.
3. Гранобластовая (рис.1, 2а), а в случае листоватой или волокнистой формы кристаллов - лепuдобластовая (рис.1, 2б) и фuбробластовая (нематобластовая, рис.1, 2в). Кристаллы не идиоморфны, а неправильны. Они образуются при бластезе - росте кристаллов в твердой породе, при раскристаллизации аморфногo вещества или перекристаллизации кремневых, карбонатных, глинистых и других пород. Структура, таким образом, вторична. Она также свойственна всем метаморфическим породам: гнейсам, сланцам, амфиболитам и т.д.
4. Механоконформная (рис.1, 3), возникает при механическом приспособлении зерен друг к другу под давлением вышележащих слоев или стрессовым: более пластичные и менее крепкие зерна (слюды, обломки глин, сланцев, известняковв и т.д.) приспосабливаются к прочным (кварц, часто плагиоклазы, обломки кварцитов, кремней и др.), обжимаются вокруг них, прилегая плотно, без промежутков; прочные зерна часто вдавливаются в пластичные. Часто эти структуры конформны не полностью, так как степень механическогo приспособления бывает разной, варьирующей от 0 до 100%. Развивается структура по обломочной, раковинной и сфероагpегатной, реликты которых четко просматриваются.
Неконформнозернистые структуры характеризуются несоответствием контуров у соседних зерен, и последние не заполняют полностью пространство, часть eгo остается пустым (это пористость породы) или позже заполняется цементом. Каждое зерно индивидуально, идиоморфно, зерна не приспособлены друг к другу, и в породе возможно сближение зерен при уплотнении или перекристаллизации, при которых развиваются уже конформнозернистые структуры, стирающие первичные. В зависимости от формы и, следовательно, от способа образования зерен различают три основных типа неконформных структур.
1. Цельноскелетные биоморфные структуры - раковинные, или ракушняковые (структурными элементами - зернами - являютcя раковины), и биогeрмные - коралловые, строматолитовые и др., кoгдa захороняются скелеты обычно прикрепляющихся организмов (рис.1, 5).
2. Сфероaгрегатные (рис.1, 6), и примыкающие к ним многoчисленные структуры в основном химическогo и биологическогo происхождения, когда структурными элементами служат обычно сферические тела - aгpeгaты мелких кристалликов или аморфные образования, сохраняющие свою первичную форму: оолитовая, бобовая, конкреционная, желваковая, окатышевая и т.д. Они широко распространены в карбонатных, фосфатных, алюминиевых, железных, марганцевых и других породах.
3. Обломочные, или кластические, структуры (рис.1, 4): породы сложены обломками кристаллов, стекла, пород, органических остатков, т.е. имеют соответственно кристалло-, витро-, лито- и биокластическую структуру. Последняя нередко называется оргaногeнно-обломочной или органогeнно-детритовой. То, что зерна - обломки, видно по их контурам, которые представляют поверхности дробления с одной или разных сторон, первично целостногo кристалла, оолита, раковины или вулканическогo стекла. Обломочные структуры свойственны всем обломочным породам, большинству глинистых и фосфоритовых, многим карбонатным, бокситовым, эффузивным и дрyгим породам. Это самые распространенные осадочные структуры: ими обладают 60-70% осадочных пород или больше.
Размер зерен —
вторая, а для обломочных пород - первостепенная сторона структуры. Хотя еще существует некоторый разнобой в понимании гpаниц гpанулометрических (гpеч.гранула - зерно) типов и классов, особенно в разных странах, все же большинство из них понимается одинаково или близко. Из двух основных требований к гранулометрическим классификациям - естественность границ и удобство в употреблении - в существующих классификациях обычно выполняется одно, так как в детальных классификациях совместить их трудно. Требование естественности гpаниц особенно важно для обломочных пород, слагающихся из зерен, переносившихся и откладывавшихся индивидуально, когда проявлялись качественные скачки между разными популяциями зерен. К гpанулометрии кластолитов приспосабливаются размерностные структуры и других пород, что упрощает и унифицирует структурный анализ осадочных пород в целом.
По размеру зерна все структуры, как и породы, прежде всего делятся на три группы: яснозернистые (зерно которых видно не вооруженным глазом), и визуально воспринимаемые как сплошные, бесструктурные: скрытозернистые и незернистые, что и обозначается соответственно: пелитоморфные, т.е. глиноподобные, землистые (например, мергели, опоки, диатомиты), и афанитовые - стекловатые по виду (обсидианы, кремни, яшмы).
Главное значение в связи с процессами образования обломочных пород имеет величина обломков; поэтому различают кластические структуры:
Граница между последними 0,05 мм - предел разрешения глазом зернистости. С этой границей совпадает скачок свойств и в породах: в более тонких осадках появляется связность, резко подскакивает высота капиллярного поднятия и т.д. Естественное обоснование имеет и граница 2 мм: более крупные обломочные породы практически только литокластические, т.е. состоящие из обломков пород, а более мелкие чаще бывают кристаллокластическими, т.е. состоящими из обломков минералов.
Граница 0,0001 мм (или 0,0002 мм) также естественна, так как отмечает верхний предел коллоидных растворов, не подчиняющихся силе тяжести, имеющих один заряд для всех частиц, снятие которых вызывает коагуляцию коллоидногo раствора и осаждение. Это и предел разрешения световогo микроскопа, так как размер коллоидных частиц меньше половины длины световой волны. Некоторое обоснование раздела гравия и галек в 10 мм приводит Л.Б. Рухин (1969). Верхний предел галек (10 см) принимается без обоснования, а иногда егo отодвигают до 20 см.
Важно отмечать габитус, или облик зерна: волокнистый, листоватый, уплощенный, призматический, кубический и т.д. Свою форму имеют и сохраняют или утрачивают не только кристаллы, но и раковины, сфероагрегаты, даже обломки пород и стекла. Описываются и все искажения или невыраженности идиоморфности: неправильность (в гранобластовых структурах), ксеноморфность (у псевдоморфоз, заполняющих объем замещенногo кристалла). Обычно выдляют зерна четырех типов:
- изометричные, когда три поперечника зерна примерно равны между собой, или наибольший не превышает наименьший более чем в 1,5 раза;
- удлиненные, когда два поперечника примерно равны между собой, а третий превышаer их более чем в 1,5 раза;
- уплощенные, когда один из поперечников заметно (более чем в 1,5 раза) меньше двух остальных (разновидность - листоватые);
- удлиненно-уплощенные, промежуточные между вторым и третьим типами.
Из вторичных изменений формы наиболее важны окатанность и регенерированность, а также изменение формы при перекристаллизации. Окатанность оценивают по тpex- или пятибалльной шкале и нередко выражают в процентах. Зерна мельче 0,05 мм практически никогда не окатываются, так как переносятся чаще вceгo во взвешенном состоянии.
Наверх
Структуры метаморфических пород
Все метаморфические породы обладают полнокристаллическими структурами, так как ни в одной из них не может сохраниться вулканическое стекло. Метаморфические породы получаются путем перекристаллизации материнских пород в твердом состоянии, так что ни в один момент метаморфизации порода не приходит ни в состояние плавления, ни в состояние растворения, а потому и понятно, что при полной кристалличности этих пород, как и пород интрузивных, здесь не может наблюдаться ясно выраженного порядка в степени идиоморфизма их минералов. Если здесь и наблюдаются иногда более или менее хорошо ограненные минералы, то эта их форма обусловлена резко выраженной тенденцией этих минералов проявлять в самых неблагоприятных для роста условиях свою огранку. Поэтому структура пород метаморфических сходна со структурой, получающейся, например, при раскристаллизации стекол в твердом их состоянии, т.е. это есть структура кристаллобластовая (blastano — расти), очень характерная для метаморфических пород.
Сообразно совершенно отличному от изверженных пород происхождению полнокристаллическая структура пород метаморфических и все характерные ее элементы обозначаются присоединением к корню структурного термина изверженных пород окончания бластовая. На основании сказанного понятно, что должны обозначать термины: гранобластовая, порфиробластовая, идиобластовый, ксенобластовый и прочее. Но имеются принципиальные отличия между структурой порфиробластовой и бластопорфировой. Наименование первой говорит о том, что структура образовалась за счет процессов перекристаллизации, второй — о формировании метаморфической породы по магматическим образованиям с порфировой или порфировидной структурой.
Для характеристики структуры метаморфической породы большое значение имеет также облик господствующих минералов — изометрический, пластинчатый или игольчатый — и достаточно широко распространены термины, отображающие эту особенность структуры (соответственно гранобластовая, лепидобластовая и нематобластовая структура).
Наконец, весьма важна для распознавания материнской породы, из которой произошла данная метаморфическая, так называемая реликтовая (латинское relictus — оставленный, остаточный) структура, т.е. остающаяся в небольших участках метаморфической породы структура первоначальной породы. Обычно реликтовые структуры сохраняются в породах, подвергавшихся лишь низким ступеням метаморфизма. В метамагматических породах часто обнаруживаются лишь следы таких структур магматических пород, как офитовая, сферолитовая и др. В метаосадочных породах выделяются бластопсаммитовая, бластоалевролитовая и т.п. структуры. В некоторых случаях остаточные структуры сохраняются и в породах средних ступеней метаморфизма.
Существует еще одна группа структур метаморфических пород — катакластические. Породы, подвергшиеся процессам деструктуризации, в дальнейшем легче перекристаллизовываются, и возникают типичные метаморфические породы.
Наверх
Текстуры горных пород
Текстуры, как и структуры, можно рассматривать отдельно для каждого из классов пород, но в таком случае будет довольно много повторяющегося текста. Поэтому я предпринял попытку объединить рассмотрение текстур в единый текст, уточняя по месту характерность тех или иных для определенных классов. Стало любопытно, что из этого получится.
Текстура - расположение зерен в породе - полнее всего изучается в обнажении, менее полно - в керне буровых скважин и в образцах. Текстура определяет не только многие физические свойства породы - проницаемость, крепость и раскалываемость, т.е. является самым выразительным признаком физической анизотропии породы, но и важнейшие генетические признаки, позволяющие восстанавливать динамику среды (воздушной или водной) - ее активность, характер движения (течения, волнения), eгo силу, направление и т.д. [см. Фролов, 1992]
Текстуры осадочных и вулканических пород подразделяются на поверхностные, присущие поверхностям напластования и объемные, слагающие весь объем породы. Примеры поверхностных текстур - канатные лавы, знаки ряби, трещины усыхания и т.д. После захоронения под следующим слоем осадка они могут переходить в части объемных текстур (волнистая и косая слоистость). Здесь рассматриваются только объемные текстуры. По той причине, что студенты по нашему учебному плану сначала сталкиваются с образцами пород в аудитории, а уже потом, на практике - в обнажении. И для учебных целей важнее именно объемные текстуры, которые можно наблюдать в отдельно взятых образцах.
Вкратце:
При расположении минералов в породе без всякого порядка получается массивная текстура, встречающаяся в породах магматических, метаморфических и осадочных. Последние имеют часто слоистую текстуру. Слоистая текстура выражается в чередовании, иногда очень тонком и резком, слоев различного состава, что характерно для осадочных пород. Для большинства метаморфических пород свойственна сланцеватая или полосчатая текстура, обусловленная параллельным расположением минералов, в строении которых должно быть ясно выражено направление — линейность или пластинчатость. Флюидальная текстура эффузивных пород, напоминающая отчасти линейную текстуру кристаллических сланцев и показывающая бывшее течение магмы, наблюдается в тех породах, в которых имеются минералы призматические, могущие запечатлеть течение лавы, и не видна там, где в тех же условиях отвердевания расплавленной массы минералы являются изометричными.
По способу заполнения пространства различаются плотные и пористые текстуры. При полном заполнении минералами (в том числе стеклом) породы занимаемого ею пространства получаются плотные текстуры; в противном случае имеют место пористые текстуры и т.д. Плотная - самая распространенная текстура не только метаморфических, но и магматических пород. Пористые текстуры более свойственны эффузивным и осадочным породам. Степень пористости или ее отсутствие у плотных пород, определяется по впитыванию воды в породу, по прилипанию к языку в случае капиллярной пористости, по весу породы (объемному весу) и рыхлости. На больших глубинах и под большим давлением пористость, конечно, должна исчезнуть. Если пустоты заполнены вторичным (чаще всего) материалом, то получаются миндалекаменные текстуры.
Крепость, т.е. сопротивление разрушению (не путать с твердостью, определяемой у минералов), оценивается по тpex-, четырех- или пятибалльной шкале:
- породы рыхлые (не держат форму, рассыпаются сами или при легком нажатии пальцами),
- слабой крепости (рассыпаются в пальцах с нажатием),
- средней крепости (не ломаются в руках, но легко разбиваются молотком),
- крепкие (трудно разбиваются молотком) и
- весьма крепкие (очень трудно разбиваются молотком).
И более подробно.
Массивная текстура, она же изотропная, хаотическая или однородная - наблюдается в породах, образующихся без влияния стресса — в метасоматических породах, в глубинных зонах метаморфизма, когда высокое литостатическое давление полностью затушевывает действие стресса.
В магматических породах образуется в условиях спокойной кристаллизации и отсутствия движений. Она характеризуется тем, что в любой части породы зерна минералов располагаются равномерно, без какой бы то ни было ориентировки. Однородные или массивные текстуры распространены в интрузивных породах наиболее широко.
Текстуры осадочных пород
Внутренние текстуры, присущие всему объему породы, делятся на неслоистые и слоистые (см. Фролов, 1992). Описываются форма слоистости, ее размер, степень выраженности (ритмичной сортировкой материалов, цветом, включениями или иным способом). Часто текстура лучше видна на выветрелой поверхности, которая вообще в осадочных породах изучается весьма детально. Нередко в грубообломочных породах флювиальный (или потоковый) характер движения воды выражен черепитчатым перекрытием гальками друг друга, что позволяет определять направление течения: поверхность галек наклонена (см. Фролов, 1992, ч.II, гл.13) против течения.
Рис. 2. Основные типы слоистости осадочных пород: а-б - косая однонаправленная, с прямыми (а) и вогнутыми (б) слойками и с параллельными серийными швами; в - косая разнонаправленная с клиновидными прямолинейными швами; г-е косоволнистая (с волнистыми ceрийными швами) однонаправленная (г), разнонаправленная (д), крупная и мелкая (е); ж-и - волнистая крупная, или мульдоо6разная (ж), мелкая волнистая в основном с симметричной волной (з, показаны две серии) и с асимметричной волной и оползневыми складками (и); к-м - гoризонтальная волнистая (гoризонтально-волнистая, (к), полого косая (косогоризонтальная, л) и cтpoгo гoризонтальная непрерывная и прерывистая (м)
(по: Фролов, 1992)
Рис. 3. Градационная слоистость: а - нормальная (прямая гpaдационность); б - перевернутая, или инверсионная (обратная гpадационность); в - симметричная
(по: Фролов, 1992)
Рис. 4. Текстуры наложенные ранние сингeнетичные (а-д), диагeнетичные (е,ж), катагeнетичные (з-к) , гипергeнные (л) и метаморфические (м): а - комковатая, или кучерявая (результат проникновения корней растений); б - взмучивания, или темпеститовая (штормовая); в - подводно-оползневая и coлифлюкционная (направление оползания - справа налево); г - блюдцеобразная (следы мaccoвoгo выжимания воды); д - элювиальная (твердое дно, или панцирь); е - скорлуповатая, колломорфная (одновременно это и структура); ж - конкреционная, или концентрически-слоистая; з - фунтиковая, или "конус в конусе"; и - стилолитовая в известняках; к - замещения (со стороны вepxнeгo левoгo угла, например окремнение); л - кольца Лизегангa, подчиненные трещинами отдельности в песчаниках; м - сланцевая, на крыльях изоклинальной складки параллельная слоистости, а в замках перпендикулярная ей
(по: Фролов, 1992)
Часто оценивают в поле степень сгруженности материала у крупно- и грубообломочных пород: опираются ли гальки, раковины и другие механически перемещенные компоненты друг на друга (хорошо сгружены) или они не касаются друг друга и отстоят на каком-то расстоянии (не сгружены). Последнее чаще вcero отвечает лавинному накоплению отложений: пролювию, турбидитам, коллювию, туфам и др. Часто важно констатировать: есть ли гальки, находящиеся в вертикальном положении и не опирающиеся на другие, - это признак отсутствия переноса постоянным течением, речным или морским; течение могло быть только пролювиальным или подводным грязекаменным, т.е. спазматическим.
Слоистостью называют анизотропную текстуру, возникающую в процессе накопления осадка при изменении материала в вертикальном, точнее в перпендикулярном поверхности напластования направлении или при параллельном расположении уплощенных компонентов осадка, обозначающем поверхность напластования. Слой, или пласт, - геологическое тело плоской (плащеобразной) формы, сложенное более или менее однородной породой, ограниченное сверху и снизу поверхностями напластования. Слоистость, следовательно, можно также определить генетически как анизотропную седиментогенную текстуру, отражающую перемещение в пространстве поверхности наслоения.
Классификация текстур осадочных пород(по: Фролов, 1992) |
|
| А. Текстуры внутренние, присущие всему объему породы. | Б. Текстуры поверхностей слоев. |
I. Текстуры наслоения, формирующиеся одновременно с седиментацией.
|
I. Текстуры кровли.
|
Горизонтальная слоистость образуется при гoризонтальном положении ровной поверхности наслоения. Поэтому совершенно неправильно называть ее "параллельной" слоистостью, что не выражает главной ее стороны, ее сущности, а кроме тогo, параллельной бывает и волнистая и косая слоистости. Горизонтальная слоистость, несмотря на ее общую простоту, морфологически и динамически весьма разнообразна. Наиболее распространены градационная (рис. 3), прослоевая, переслаивательная ее разновидности, а также те ее виды, которые выражены смeной окраски и включениями, расположенными параллельно поверхности напластования. Градационная гoризонтальная слоистость (рис. 3, а) образуется при достаточной толщине слоя воды (т.е. достаточной eгo глубоководности) и массовой подаче в верхние слои воды (во всяком случае не в придонные) разнозерниcтогo осадочноro материала любогo состава. Этот материал, опускаясь на дно, по пути рассортировывается: тяжелые и крупные, а также изометричные, частицы, обгoняя мелкие, легкие и плоские, отложатся первыми и образуют базальный слой rpaдaционной серии пород - многocлоя, а более мелкие будут постепенно сменять его вверх по разрезу, пока не осядет пелитовый материал.
Прослоевая горизонтальная слоистость выражена прослоями породы, чем-то отличной от основной, будь то глинистые примазки или микрослоечки алеврита или песка в глине и т.п., а также микрослоечки планктонных форм. Пока прослойки явно подчиненные, они не нарушают монопородности слоя. Но с определенного значения толщины прослоя можно говорить уже о переслаивании разных пород, и слоистость становится уже переслаивательной, означающей переход от текстуры породы к текстуре толщи. Она часто контрастная по цвету, например, темносepыe глины чередуются со светлыми песками. Горизонтальная слоистость, выраженная сменой окраски, встречается часто, но может быть принята за вторичную. Нередко она вообще выявляется только на поверхности выветривания.
Очень часто гoризонтальная слоистость выражается только включениями галек, обрывками глинистых слойков, цепочками раковин или конкреций и другими включениями. В гoрном аллювии часто гальки уложены в прослой черепитчато, с наклоном их против течения.
Наряду с вертикальным разрезом слоя, на котором видны внутренние текстуры, включая и биогенные - ихнитолитовые, или биотурбитовые, фунтиковые, кольца Лизеганга и др., - тщательно изучают текстуры поверхностей пластов. На подошве фиксируют валики и бугoрки - биоглифы (следы ползания живых организмов и др.), механоглифы (следы размыва, царапин, внедрения и т.д.) и постседиментационные разрывы, а на кровле - знаки ряби волнения, течения, трещины усыхания, следы ползания и зарывания и т.д. Описываются форма, размеры (высота, ширина, длина), cтeпень асимметрии ряби, частота, сочетания с другими знаками и с внутренними текстурами (рябь и косоволнистая или волнистая слоистость, следы ползания и биотурбитовая текстура и т.д.) и направление знака, свидетельствующее о направлении течения.
Неслоистые текстуры также по возможности объясняются генетически: первичны ли они или вторичны (биотурбации, как в писчем меле, физико-химические процессы выветривания и т.д.). В последнем случае тщательно ищутся реликтовые первичные текстуры, не до конца переработанные вторичными процессами.
Текстуры «сингенетические деформации», «конволютные деформации», «знаки стекания» и др. Морфология их характеризуется большой сложностью. Они представляют собой систему мелких прихотливых, нередко опрокинутых в одну сторону изоклинальных складочек (рис. 1.74,1.75), среди которых наблюдаются и разрывы слойков в виде мельчайших сбросов, и обрывки микрослоистой породы, придающие слою на отдельных участках вид брекчий. Чтобы понять генезис таких текстур, важно не только внимательно описывать и зарисовывать их морфологию, но и обязательно выяснять взаимоотношения смятой породы с выше- и нижележащими слоями. Как правило, при оползневых деформациях верхняя и нижняя границы нарушенного слоя бывают прямолинейными и относительно ровными; к основанию пласта деформации постепенно затухают. Если своды складочек деформированной породы у верхнего контакта слоя размыты или слойки вышележащего осадка подходят к ним впритык и слегка облекют их, то, очевидно, смятие осадка предшествовало отложению верхнего слоя и, следовательно, происходило на дне в результате оползания грунта. Если же этого не наблюдается и складочки постепенно затухают, то некоторые исследователи предполагают, что смятие происходило после перекрытия данного слоя другим осадком (таким образом, деформации слоя могли быть вызваны неодинаковым уплотнением осадков при диагенезе).
Сингенетические деформации чаще всего наблюдаются в алевритовых или других подобных им по зернистости породах. Возможно, это обусловлено способностью алевритов, с одной стороны, образовывать «плывуны», а с другой — быстро «схватываться» при быстрой потере влаги.
Сходство морфологии сингенетических деформаций с морфологией текстур, возникающих при подводном оползании рыхлых осадков, позволило связать образование с процессами скольжения осадков по наклонному дну. При определенных условиях (преобладание среди осадков алевритов, наличие послойно распределенного органического вещества, пластичных глинистых прослоек или тонкого чередования глины и песка) такое скольжение может начаться при очень небольшом (1-2°) наклоне поверхности дна; чем круче склон, тем легче может развиваться это явление. Возможно, что возникновение сингенетических деформаций связано не только с наличием уклона дна, но и с сейсмической активностью района.
Со следами подводно-оползневых деформаций часто ассоциируют разнообразные нептунические (осадочные, кластические) дайки. Как правило, подобные образования указывают на то, что породы, вмещающие дайки, во время их образования были уже в определенной мере литифицированы (способность к образованию трещин указывает на это вполне определенно). Так как поверхностные (донные) осадки в это же время литифицированы еще не были и обладали текучестью и подвижностью, они обладали способностью втекать в трещины в подстилающих осадках. Осадочные дайки могут возникать и вследствие внедрения или вдавливания в ослабленные участки пришедшего в состояние плывуна (разжиженного) алевритово-песчаного или карбонатного материала. Внедрение (инъекция) подобного материала под давлением вышележащих осадков могло происходить и вверх, вплоть до выхода на дно водоема (Маслов, 2005).
Текстуры магматических пород
Различаются три вида текстур, возникающих в процессе кристаллизации магмы без влияния внешних факторов: однородная, или массивная, такситовая (неоднородная, пятнистая) и шаровая.
Такситовая (неоднородная, пятнистая, или шлировая) текстура отличается неоднородным распределением составных частей пород в различных участках. Эти участки могут отличаться друг от друга как по составу (наличие скоплений мафических минералов, шлиров, ксенолитов), так и по структуре. Формирование такситовых текстур обусловлено изменением физико-химических условии кристаллизации магмы (различием градиента температур в отдельных участках породы, колебанием давления, в том числе и давления флюидов, диффузией вещества в газово-жидкой среде), наличием переработанных ксенолитов (захваченных магмой на разной глубине обломков окружающих пород).
Среди текстур, возникновение которых происходит под влиянием кристаллизации в движении или других причин, различают линейную, полосчатую, гнейсовидную, трахитоидную, флюидальную. Линейная текстура проявляется в линейной ориентировке в пространстве призматических или столбчатых минералов. Трахитоидная текстура связана с субпараллельным расположением в породе таблитчатых или уплощенно-призматических кристаллов полевых шпатов. Эта текстура образуется при кристаллизации расплава в движении. Флюидальная текстура вулканитов характеризуется потокообразным расположением зерен, микролитов, кристаллитов. Породы с флюидальностью часто характеризуются тончайшим переслаиванием разноокрашенных полос вулканического стекла. Микрополосчатость вытянута в направлении движения лавы, обтекает вкрапленники, как правило, смята в мельчайшие складки. Флюидальность возникает при продвижении вязкой застывающей лавы.
Гнейсовидная текстура полнокристаллических интрузивных пород с субпараллельным расположением преимущественно мафических минералов появляется в процессе кристаллизации магмы под воздействием одностороннего давления. Полосчатая текстура наблюдается у пород, сложенных чередующимися слоями разного состава или разной структуры. Образование такой текстуры в интрузивных породах может быть связано с гравитационной дифференциацией или с процессами ликвации, предшествовавшими кристаллизации. Примером пород с полосчатыми текстурами являются габбро-норитовые расслоенные интрузивы древних платформ, а также некоторые полосчатые породы дунит-гарцбургитовой ассоциации. Полосчатая текстура вулканитов представлена чередованием полос различной окраски (обычно маломощных — первые сантиметры, а чаще миллиметры), незначительно отличающихся друг от друга по химизму, структуре основной массы, составу стекол. Часто в полосах отмечается субпараллельное границам расположение микролитов.
Пузыристая текстура обусловлена наличием в породе незаполненных полостей, которые ранее были заняты пузырьками газа. Они фиксируют процесс отделения от магмы летучих компонентов при ее извержении. Объем пузырей в породе, их форма и размеры связаны с составом магмы (а соответственно и флюидной фазы), а также зависят от приуроченности породы к той или другой части вулканического тела, иногда значительно отличающейся режимом охлаждения и отделения летучих. При дальнейшем развитии пород пузырьки выполняются вторичными минералами и образуется миндалекаменная текстура. Миндалины могут быть сложены одним минералом (например, хлоритом, карбонатом, кварцем) или двумя-тремя, тогда они имеют концентрически-зональное строение — стенки пустот выполнены одним минералом, а центральные части — другими.
Промежуточное положение между текстурой, а, скорее - первичной отдельностью магматических пород занимает шаровая текстура, широко распространенная в эффузивных породах основного состава. Сфероиды обладают концентрическим строением, обусловленным ориентированным распределением в породе пузырей, уменьшением их количества и размеров и некоторым увеличением зернистости от периферии к центру шара, часто в них отмечается радиальная трещиноватость. Промежутки между шарами заполнены мелкими, иногда скорлуповатыми обломками базальтового стекла (гиалокластитами или палагонитовыми брекчиями), осадочным, чаще всего кремнистым, а иногда глинистым или карбонатным материалом. Шаровыми текстурами обладают подушечные лавы.
Текстуры метаморфических пород
Сланцеватая текстура, свойственная огромному большинству метаморфических пород — кристаллическим сланцам. Сланцеватость выражается в параллельном расположении минералов породы: биотиты, вообще слюды и хлориты располагаются так, что явно лежат в параллельных плоскостях или поверхностях (при изогнуто-сланцеватой текстуре), призмочки роговой обманки все удлинены в одном и том же направлении и т.п. Сланцеватость эта объясняется тем, что минералы в сланцах развиваются и растут в наиболее благоприятном для роста направлении, т.е. в направлении, перпендикулярном к давлению: пластинчатые минералы распространяются при своем росте в этой плоскости. Естественно, что сланцеватость обусловливается или прежними плоскостями наслоения осадочной породы, или вновь образующимися, под влиянием спрессовывания, поверхностями отдельности, скольжения или кливажа.
Сланцеватая текстура характеризуется ориентированным расположением минералов. Эта текстура широко распространена в метаморфических породах, развитию ее способствует стресс. Различают сланцеватость, возникающую при механических деформациях, и кристаллизационную сланцеватость, которая связана с явлениями перекристаллизации. Кристаллизацонные сланцеватые текстуры подразделяются на плоскопараллельные и линейные. В породах с плоскопараллельными текстурами слюда и другие листоватые минералы располагаются параллельно плоскостям сланцеватости. В случае, когда в породах содержится большое количество шестоватых минералов, ориентированных длинными осями в одном направлении, появляется линейная сланцеватость.
Сланцеватость может осложняться мелкими складками, тогда образуется плойчатость. Существует также линзовидная сланцеватость — очковая текстура, когда на фоне основной ткани могут выделяться отдельные порфиробласты или линзовидные агрегаты кристаллов (полевых шпатов, кварца), облекаемые сланцеватостью.
Полосчатая текстура характеризуется чередованием параллельно расположенных слоев, отличающихся по минеральному составу. Она может образоваться по исходным полосчатым породам. Возникают такие текстуры и за счет метаморфической дифференциации вследствие перераспределения вещества.
Пятнистые текстуры формируются при неправильном пятнистом распределении минералов в породах. Они встречаются в метаморфизованных обломочных породах, в том числе туфах, а также появляются за счет стяжения в процессе метаморфизма первично равномерно распределенного в породе тонкодисперсного вещества. Например, пятнистые текстуры отмечаются при стяжении углистых частичек, тончайших чешуек хлорита и серицита в экзоконтактовых зонах интрузий.
Среди реликтовых текстур метаморфических пород хорошо различается миндалекаменная, которая обнаруживается в метамагматических породах низких ступеней метаморфизма, изредка встречается и в амфиболитах. Флюидальные текстуры, обычные для вулканических пород кислого состава, также иногда сохраняются в метаморфических породах низких ступеней метаморфизма. Ориентировка таких низкотемпературных минералов, как серицит, хлорит, а также перераспределение минералов при перекристаллизации часто подчеркивают флюидальность первичных вулканических пород, делая ее более ясной.
В метаосадочных породах нередко отмечаются реликты слоистой текстуры, иногда устанавливается первичная ритмичная или косая слоистость. Метаморфическая сланцеватость и полосчатость развиваются параллельно первичной полосчатости (что бывает чаще) или секут ее под некоторым углом.
Наверх
- Подробнее:
- Класс магматических горных пород
- Класс осадочных горных пород
- Класс метаморфических горных пород
Емельяненко П.Ф., Яковлева Е.Б. Петрография магматических и метаморфических пород. — М.: Изд-во МГУ, 1985.
Фролов В.Т. Литология. Кн.l: Учебное пособие. М.: Изд-во MГУ, 1992.
Лодочников В.Н. Краткая петрология без микроскопа. М.: Госгеолтехиздат, 1956
