Чем определяется текстура породы
ТЕКСТУ́РА ГО́РНЫХ ПОРО́Д
Том 31. Москва, 2016, стр. 760-761
Скопировать библиографическую ссылку:
ТЕКСТУ́РА ГО́РНЫХ ПОРО́Д, характеристика неоднородности горных пород, проявляющейся в форме, взаимном расположении и ориентировке минеральных агрегатов, пустот или стекловатых составных частей. В нем. и франц. лит-ре термин «текстура» эквивалентен его русскоязычному понятию, в англоязычной – описывается как структура горных пород. В междунар. публикациях структурные и текстурные признаки не разделяются, а описываются вместе как структурно-текстурные особенности пород. Текстура отражает в осн. условия образования породы или её отд. компонентов. Текстуры, определяемые только с помощью микроскопа, называют микротекстурами. Среди Т. г. п. выделяют однородные (имеющие равномерный рисунок) и разл. неоднородные. Текстуры магматич. пород отражают процессы отделения от них флюидных компонентов и дифференциации расплавов (см. в ст. Магма ). Для вулканич. пород характерны пористая, пузыристая, пемзовая, шлаковая и др. текстуры (образуются за счёт выделения из магмы флюидных компонентов в виде пузырей); микроминдалекаменная и миндалекаменная (в результате заполнения пустот вторичными минералами); плотная массивная (все агрегаты минералов равномерно распределены в объёме породы, преобладающая ориентировка кристаллов отсутствует); полосчатая, флюидальная (трахитоидная) текстуры (обусловлены кристаллизацией, одновременной с течением лавы). Богатые водой кислые магмы при закалке подвергаются дегидратации и вспучиванию с развитием в них напряжений, ведущих к возникновению стёкол с волосовидными каналами, овальными и округлыми концентрич. трещинами, – перлитовая текстура. Проявление в магмах жидкостной несмесимости фиксируется при их быстром затвердевании эмульсионными, каплевидными и шаровыми текстурами (микровариолитовыми, вариолитовыми, микросферолитовыми, сферолитовыми, орбикулярными). Для вулканогенно-обломочных пород характерны слоистые плотные или рыхлые текстуры. В интрузивных породах распространены массивные, однородные (все минералы равномерно распределены в породе, имеющей в любом участке приблизительно одинаковые состав и структуру) и неоднородные – такситовые (пятнистые, полосчатые, флюидальные и др.), текстуры, возникающие при медленной кристаллизации магм или при ассимиляции ксенолитов и магматич. замещении слоистых толщ. С особенностями кристаллизации магм связано образование кумулятивных текстур (слоисто-полосчатых, псевдостратифицированных – напоминают отложения механич. осадков в водных бассейнах), обусловленных осаждением кристаллов и накоплением их в нижних частях магматич. камер.
Структура и текстура горных пород.
Внутреннее строение горной породы характеризуется структурой и текстурой.
Структура горных пород определяется размером, формой и характером срастания минералов, а также степенью кристалличности вещества.
Для магматических горных пород различают следующие типы структур:
Полнокристаллическая (порода состоит из кристаллических зерен минералов).
Скрытокристаллическая (зерна минералов настолько малы, что едва различимы в микроскоп).
Порфировая (в аморфной массе выделяются вкрапленности).
Для осадочных горных пород выделяют следующие виды структур (в соответствие с размером обломков):
· Мелкообломочные (алевритовые) от 0,1 до 0,01 мм.
Для определения абсолютного возраста горных пород используется несколько методов, каждый из них назван по типу радиоактивного распада:
— свинцовый (в основе лежит радиоактивный распад урана и тория, дающих радиогенные изотопы свинца);
— калий-аргоновый (при распаде радиоактивного изотопа 40 К выделяется 12% 40 Аг и 88% 40 Са);
— гелиевый, базирующийся на выделении некоторыми химическими элементами радиогенного гелия;
— стронциевый, основанный на распаде рубидия и превращения его в стронций,
— рениевый (при распаде выделяется радиогенный изотоп осмия) и т.д.
Перечисленные методы абсолютной геохронологии используются для определения возраста древних отложений. Для определения возраста молодых образований пользуются радиоуглеродным методом, основывающимся на распаде радиоактивного углерода 14 С. Этот метод позволяет определять только возраст молодых отложений, образованных не ранее 20 тыс. лет назад. Период полураспада углерода ( 14 С в 14 N) равен 5700 годам.
Деление истории Земли на эры, периоды, эпохи, века. Стратиграфические и геохронологические подразделения геохронологической шкалы.
На основе изучения истории органического мира на Земле была разработана геохронологическая шкала. Подразделения шкалы соответствуют определенным стратиграфическим единицам, каждая из которых выделяется по комплексу ископаемых остатков, встречаемых в толщах горных пород. При этом в каждой единице выделяются руководящие ископаемые, которые жили в определенные отрезки геологической истории и являются определяющими для датирования возраста слоев горных пород.
Палеозойская группа подразделяется на шесть систем: кембрийскую, ордовикскую, силурийскую, девонскую, каменноугольную, пермскую. Они в свою очередь подразделяются на отделы: нижний, средний и верхний (кембрийская, ордовикская девонская, каменноугольная) или нижний и верхний (силурийская и пермская).
Мезозойская группа делится на три системы: триасовую, юрскую и меловую, из которых триасовая и юрская имеют три отдела, а меловая — два (нижний и верхний).
Кайнозойская группа подразделяется на три системы: палеогеновую, неогеновую и антропогеновую (четвертичную). Палеоген имеет три отдела, неоген и антропоген — две. Каждая система на геологических документах выделяется специфической окраской, причем более древний отдел имеет более темный оттенок цвета.
Цвета и индексы, обозначающие возраст, являются унифицированными, чтобы геологи разных стран могли получать идентичную информацию о строении и возрасте слоев земной коры в различных частях планеты.
Структурная геология
Осадочная толща земной коры состоит из слоев (пластов) горных пород.
Слой (пласт) – это геологическое тело преимущественно однородного состава, ограниченное приблизительно параллельными поверхностями — подошвой и кровлей. Поверхность, ограничивающая пласт сверху, называется кровлей, поверхность, ограничивающая его снизу — подошвой. Расстояние между кровлей и подошвой называют толщиной. Толщина пласта во много раз меньше его протяженности.
Первичной формой залегания осадочных горных пород являются горизонтальные слои. В результате тектонических движений земной коры они могут быть наклонены, смяты в складки и разорваны, образуя при этом различные структурные формы.
Первоначальное горизонтальное залегание слоев называется ненарушенным. Отклонение от первоначального горизонтального залегания пластов называется нарушением или дислокацией. Нарушение может быть без разрыва сплошности пласта и с разрывом. Нарушение без разрыва сплошности пласта называется пликативной дислокацией. Среди пликативных дислокаций выделяют следующие формы: моноклинали, складки и флексуры. Нарушение с разрывом сплошности пласта называется дизъюнктивной дислокацией. Основными формами разрывных (дизъюнктивных) дислокаций являются сбросы, взбросы, горсты, грабены надвиги, сдвиги.
Если пласт залегает наклонно, то он характеризуется истинной, горизонтальной и вертикальной толщинами. Истинная толщина — это длина перпендикуляра, восстановленного из любой точки кровли пласта до его подошвы. Горизонтальная толщина — это расстояние по горизонтали от любой точки кровли до подошвы пласта.
Вертикальная толщина — это расстояние по вертикали от любой точки кровли до подошвы пласта (рисунок 1).
Положение пласта в пространстве определяются его элементами залегания. К элементам залегания пласта относятся:
1) Азимут простирания;
Прежде чем охарактеризовать элементы залегания, ознакомимся с такими понятиями, как линия простирания и линия падения пласта, а также угол падения пласта.
Линия простирания – это линия на плоскости пласта, которая получается от пересечения пласта (или его мысленного продолжения) с горизонтом.
Линия падения – линия, перпендикулярная к линии простирания и направленная по падению пласта.
Угол падения – угол, образованный плоскостью пласта с горизонтальной плоскостью. Он замеряется между линией падения и её проекцией на горизонтальную плоскость.
Азимут простирания – угол, образуемый линией простирания и географическим меридианом.
Азимут падения – угол, образуемый проекцией линии падения на горизонтальную плоскость и географическим меридианом.
Направление падения пласта и направление простирания пласта всегда взаимно перпендикулярны.
Элементы залегания измеряют горным компасом, который для этой цели более пригоден, чем обычный компас.
1. Пликативные и дизъюнктивные дислокации.
a) Пликативные дислокации.
Под действием пластических деформаций возникает нарушенное залегание пластов земной коры без разрыва их сплошности. Такие формы нарушений принято называть пликативными дислокациями.
Среди пликативных дислокаций выделяют следующие формы: моноклинали, складки и флексуры. Наиболее распространённой формой являются складки.
Если пластические деформации горизонтально залегающих пластов осадочных пород проявились в виде их одностороннего наклона, то такая форма нарушения или дислокации называется моноклиналью (наклонное залегание). Моноклиналь наиболее простая форма пликативных дислокаций (рисунок 4). В зависимости от величины угла наклона пластов различают моноклинали слабонаклонные (угол наклона до 15 градусов), пологие (16-30 градусов), сильнонаклонные (30-75 градусов), поставленные на голову (80-90 градусов).
Складки – волнообразные изгибы пластов земной коры без разрыва сплошности. Они бывают антиклинальные и синклинальные.
Антиклинальная складка (антиклиналь) – характеризуется тем, что перегиб слоев выпуклостью обращен кверху. В центральной части – ядре – расположены более древние породы, вокруг них – молодые. С антиклинальными складками связано залегание залежей нефти и газа.
Синклинальная складка (синклиналь) выпуклой частью обращена книзу. В ядрах синклиналей залегают более молодые породы, а вокруг них, по мере удаления от ядра – более древние (рисунок ).
2. Классификация по соотношению осей.
Рисунок 10 – Морфологические типы Рисунок 11 – Схематический разрез
а – брахиантиклинальная складка, б – купол.
Своеобразными разновидностями антиклинальных складок являются диапировые складки. Их образование связано с присутствием в ядрах этих складок пластичных пород, как-то: глины, соли, гипса, которые протыкают (приподнимают) вышележащие слои. Происходит это по тому, что на сводах, где мощность пластов меньше, давление слабее, чем на крыльях. В диапировых складках, вследствие протыкания свода пластичной массой, пласты на своде приобретают более крутое падение, чем на крыльях и бывают осложнены разрывными нарушениями.
С пластами окружающими соляные купола могут быть связаны промышленные скопления нефти и газа, например, в Прикаспийской нефтегазоносной провинции.
Складки платформенных и геосинклинальных областей. Образование большинства платформенных складок связано с вертикальньпии тектоническими, дифференцированными по скорости и знаку движениями блоков фундамента по образовавшимся в нем разломам. Эти движения охватывают не только фундамент, но покрывающий его осадочный чехол. Тектонические движения служат причиной перерывов в осадконакоплении и размывов, которые фиксируются в осадочном чехле платформенных складок, (рис. 12, а). Однако, эти перерывы характеризуются очень малыми углами несогласий, называемых платформенными несогласиями. Каждое несогласие является отражением тектонической фазы в формировании платформ
Флексуры – представляют собой коленообразный или ступенеобразный перегиб слоёв или пластов. На месте перегиба пластов их мощность обычно уменьшается, они становятся тоньше, и здесь возникают разрывы. Части флексуры, расположенные по обе стороны перегиба, называются крыльями (смыкающее-оставшееся на месте и опущенное крыло).
Рисунок 14 – Флексура
Вертикальное смещение крыльев флексуры (амплитуда смещения) может достигать нескольких десятков и даже сотен метров. Флексуру нередко рассматривают как структуру, переходную к разрывным дислокациям. Зачастую они служат отражением в осадочном чехле разрывных нарушений фундамента.
b) Дизъюнктивные дислокации (разрывные нарушения)
Разрывные тектонические движения приводят к разрыву сплошности пластов горных пород; образовавшиеся вследствие этого нарушения получили название дизъюнктивных дислокаций. Различают два вида разрывных дислокаций; без смещения и со смещением.
К разрывным дислокациям без смещения относятся тектонические трещины. Они различаются по ширине (микротрещины – едва заметные трещины; макротрещины имеют в ширину от нескольких миллиметров до нескольких метров), по длине (иногда протяженность трещин достигает десятков километров), по глубине, форме (прямолинейные, дугообразные, кольцеобразные) и т.д. Кроме трещин тектонического происхождения существуют трещины нетектонического (экзогенного) происхождения, которые по внешним признакам мало чем отличаются от тектонических трещин.
Основными формами разрывных дислокаций со смещением являются сбросы, взбросы, горсты, грабены надвиги, сдвиги. В разрывных дислокациях различают следующие элементы: плоскость разрыва, или сместитель, крылья (два крыла) и амплитуду смещения.
Сместитель – плоскость, по которой происходит смещение. Углы наклона сместителя могут изменяться в широких пределах – от нескольких градусов до 80-90°.
Крылья – толщи пород, расположенные по обе стороны сместителя. При наклонном положении сместителя крыло, которое располагается над ним, называется висячим, а расположенное под ним – лежачим.
Амплитуда смещения – величина относительного перемещения пластов. Различают амплитуду смещения истинную, вертикальную и горизонтальную.
Наиболее характерной формой разрывных дислокаций с перемещением пластов является сброс – нарушение, у которого плоскость разрыва (сместитель) наклонена в сторону висячего крыла. Если же сместитель уходит под висячее крыло, образуется взброс.
Сбросом называется разрывное нарушение, у которого висячее крыло относительно лежачего смещено вниз (рисунок ). Скважины, пересекающие сброс, фиксируют выпадение части пластов из разреза.
Взбросом называется разрывное нарушение, у которого висячее крыло относительно лежачего смещено вверх, что в разрезе скважин фиксируется повторением одних и тех же пластов. У взбросов угол наклона сместителя всегда больше 60 градусов.
Рисунок 15 – Схемы сброса (а) и взброса (б), к1- зона зияния, к2- зона перекрытия; f-f – сместитель.
В случае вертикального (или близкого к нему) положения сместителя становится трудно определить, имеем ли мы дело со сбросом или взбросом; в таких случаях крыло, занимающее более высокое положение, именуют обычно поднятым, а более низкое – опущенным.
Перемещения с разрывом в горизонтальном направлении приводят к образованию сдвигов. Нередко сбросы и сдвиги проявляются совместно, образуя сбросо-сдвиги.
Рисунок 16 – Надвиг(1), шарьяж (2)
Надвиг-это дислокация с разрывом пластов и надвиганием одного крыла на другое по горизонтальной или пологой по отношению к горизонту плоскости (в сбросах перемещение происходит по более крутой, ближе к вертикальной плоскости).
Надвиг с большим горизонтальным перемещением называется шарьяжем. В шарьяже висячее крыло перемещается от своих корней иногда на многие километры, даже десятки и сотни километров.
Сбросовые нарушения часто проявляются в виде систем сбросов и взбросов. При параллельном их расположении образуются грабены и горсты.
Грабен – опустившийся вдоль линий разломов участок земной коры. Горст – соответственно поднявшийся участок земной коры вдоль линии разломов. Несколько параллельных ступенчато расположенных грабенов образуют сложный грабен. Грабены и горсты слагают нередко обширные участки земной коры. Так, в грабенах лежат великие африканские озёра (Ньяса, Танганьика, Альберта, Рудольфа), Красное море, оз. Байкал. В грабене расположена долина реки Рейн, окружённая горстовыми горами Шварцвальд и Вогезы.
иметь представление:об условиях нефтегазонакопления; о научно-технических проблемах и перспективах развития геологоразведочных работ на нефть и газ;
знать:основы геологии нефти и газа;
уметь:типы ловушек, резервуаров, залежей нефти и газа;
Особенность современного и будущего этапов развития сырьевой базы нефтяной и газовой промышленности состоит в том, что заканчивается эра «дешевой» нефти, т.е. нефти, сконцентрированной в гигантских месторождениях с хорошими геологическими и технико-экономическими характеристиками, которые обеспечивали высокие и устойчивые темпы добычи нефти.
Разведанность начальных потенциальных ресурсов России составляет по нефти 41%, по газу – 32%. Все это позволяет рассчитывать на открытие новых месторождений в Западной Сибири, Восточной Сибири, на севере европейской части страны, в Прикаспийской впадине и акваториях арктических и дальневосточных морей. Не исчерпали своих возможностей и старые нефтедобывающие районы Тимано-Печоры, Волго-Урала, Предкавказья и др.
· Нефть и природный газ
Что такое порода- коллектор? Какими свойствами она обладает?
Породы-коллекторы характеризуются коллекторскими свойствами – пористостью и проницаемостью.
Трещины — пустоты, образовавшиеся в результате разрушения сплошности породы, как правило, под действием тектонических движений.
Каверны — пустоты значительного размера, образовавшиеся в результате выщелачивания горной породы. Тип пустотного пространства, обусловленный происхождением породы, во многом определяет ее физические свойства, поэтому он положен в основу наиболее часто используемой классификации пород-коллекторов (табл. 2).
Таблица 2- Классификация коллекторов нефти и газа
Текстура горных пород
Текстура магматических пород зависит от особенностей кристаллизации, от способа заполнения пространства массой породы вследствие процессов, происходящих в расплаве до застывания или во время кристаллизации, и от формы отдельности, возникающей вследствие охлаждения застывшего расплава или под влиянием внешних воздействий во время кристаллизации и после её окончания.
В осадочных породах выделяют текстуры первичные — возникающие в период седиментации (например, слоистые) или в ещё не отвердевшем, пластичном осадке (например, подводнооползневые) и вторичные — образующиеся в стадию превращения осадка в горную породу, а также при её дальнейших изменениях (диагенез, катагенез, начальные стадии метаморфизма).
Первичные текстуры осадочных пород образуются в результате воздействия на осадки механических факторов (абиогенные текстуры). Среди первичных выделяют текстуры, приуроченные к поверхности напластования преимущественно мелкообломочных пород (знаки ряби, трещины усыхания, следы жизнедеятельности организмов).
Иногда текстурные и структурные признаки бывает трудно разграничить, например, в оолитовом известняке, где форма и размеры оолитов определяют структуру горной породы, а строение оолитов, обусловленное концентрическим расположением вокруг какого-либо ядра оболочек, состоящих из совокупности минеральных зёрен, является текстурным признаком. В зависимости от того, видна текстура или нет невооруженным глазом, различают микро- и макротекстуры.
Термин текстура в мировой геологической литературе трактуется различно. В американской, английской и частично французской литературе понятие текстура равнозначно нашему термину структура и, наоборот, под структурой у них понимается то, что у нас называется текстурой.
Геология
СТРУКТУРЫ И ТЕКСТУРЫ ГОРНЫХ ПОРОД
Структуры горных пород
Содержание
Предваряя вопросы. Б о ‘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.
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.
По размеру кристаллов структуры подразделяются на:
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.
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.
Структуры туфов
Структуры осадочных пород
Структуры осадочных пород по соотношениям зерен
Таблица 1. (по: Фролов, 1992)
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.
Различают три или четыре типа конформных структур (см. табл.1).
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.
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.
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.
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.
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.
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.
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.
И более подробно.
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.
Классификация текстур осадочных пород
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.
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.
Текстуры метаморфических пород
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.
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