А. Текстуры внутренние, присущие всему объему породы

ТЕКСТУРА

Текстура — черты строения осадочной горной породы, определяемые способом выполнения пространства, расположением составных частей и их ориентировкой относительно друг друга.

Текстура является основным выражением анизотропии породы, отражающей анизотропию пространства — среды, в которой образовалась порода. Поэтому она имеет, исключительно большое генетическое значение и без нее нельзя оценить фильтрационные, прочностные и другие физические и механические свойства пород. Детально текстуры изучаются в генетическом и фациальном анализах.

Классификации текстур сложны и разнообразны, что отражает сложность самих текстур и часто целевой подход к их изучению. Наибольший вклад в их разработку внесли Ю.А. Жемчужников, Л.Н. Ботвинкина, Н.Б. Вассоевич, Г.Э. Рейнек и Н.Б. Сингх (1981).

Все классификации были сведены В.Т. Фроловым к относительно простой схеме, в которой кроме чисто морфологического принципа использованы и наиболее очевидные генетические понятия, отражающие стадии (они устанавливаются почти всегда однозначно, подобно напластованию в стратиграфии), а также простейшие способы образования, например биогенные, механогенные.

 

 

Классификация текстур осадочных пород

А. Текстуры внутренние, присущие всему объему породы.

 

I. Текстуры наслоения, формирующиеся одновременно с седиментацией.

1. Беспорядочная, неслоистая.

2. Слоистые текстуры со слоистостью:

1) горизонтальной,

2) волнистой,

3) косоволнистой,

4) косой: а) однонаправленной и б) разнонаправленной.

 

II. Текстуры наложенные, ранние, сингенетичные.

1. Биогенные:

1) илоядная, ихнитолитовая или биотурбитовая,

2) корневая комковатая.

2. Взмучивания.

3. Оползания и оплывания.

4. Гидроразрывные.

5. Элювиальные, или сингенетично-метасоматические:

1) беспорядочная (а порода вторично изотропная),

2) вертикально расчленяющая.

 

III. Текстуры наложенные, поздние: диа-, ката-, мета-, эпигене­тические, гипергенные, тектонические.

1. Скорлуповатая.

2. Конкреционная.

3. Фунтиковая.

4. Стилолитовая.

5. Замещения.

6. Зебровая, или кольца Лизеганга.

7. Сланцеватая.

8. Полосчатая.

9. Плойчатая.

10. Кливаж.

 

 

Б. Текстуры поверхностей слоев.

 

I. Текстуры кровли.

1.Рябь:

1) симметричная,

2) асимметричная.

2. Трещины усыхания.

3. Мерзлотные клинья.

4. Глиптоморфозы кристаллов солей, льда.

5. Следы капель дождя и града.

6. Следы струй течения и отекания.

7. Следы волочения.

8. Следы ползания.

9. Следы зарывания и сверления.

10. Следы размыва и элювиирования

 

II. Текстуры подошвы.

1. Механоглифы:

1) язычковые валики — слепки борозд размыва,

2) обоюдоострые валики — слепки царапин,

3) шевроновые валики — следы волочения,

4) одиночные бугорки — следы падения,

5) рябь,

6) знаки внедрения, диапиры глиняные и др.

2. Биоглифы:

1) извилистые валики — следы ползания,

2) бугорки одиночные и парные — следы зарывания,

3) бугры одиночные — следы сидения и пребывания,

4) отпечатки следов ног и лап и др.

 

А. Текстуры внутренние, присущие всему объему породы

I. Текстуры наслоения образуются одновременно с накоплением осадка, являются, таким образом, седиментационными.

Каждый слой или слоек отвечает поверхности напластования, горизонтальной, волнистой или наклонной, косой.

Степень выраженности слоистости, может быть слабая и тогда текстура переходит в неслоистую, или беспорядочную. Порода становится изотропной, так как все направления в ней — и вертикальное и горизонтальное не выражены. Такая беспорядочная первичная текстура возникает при разных режимах седиментации:

1) при лавинной седиментации из селевых и других временных потоков, из суспензионных турбидитных потоков, в обвалах, нередко в осыпях, оползнях, в туфах и т.д.;

2) при медленной седиментации — постоянном перемыве или переносе течениями зернистого материала. Гальки и зерна в основном изометричные (например, кварцевые), которые при отложении не обозначают слоистость; тонкий материал (глинистый или растительный детрит) вымывается, и поэтому он также не подчеркивает слоистость;

3) при медленной и равномерной седиментации глинистого материала, параллельная ориентация чешуек которого перерабатывается одновременно коллоидными силами; это намечает переход к скорлуповатой наложенной текстуре. Неслоистую первичную текстуру следует отличать от наложенных беспорядочных.

Слоистые текстуры — основные в осадочных породах. Слоистость можно видеть даже в неслоистых породах, точнее в чередовании их.

Термин «слоистость» обозначает в геологии два разных явления: слоистость крупномасштабная, составляющая текстуру осадочных толщ, образованная последовательным налеганием разнородных слоев (пластов) и слоистость, наблюдаемая внутри одного слоя породы, образующаяся в результате повторяемости одинаковых слойков, составляющая внутреннюю текстуру породы.

Слоистостью называют анизотропную текстуру, возникающую в процессе накопления осадка при изменении материала в перпендикулярном поверхности напластования направлении или при параллельном расположении уплощенных компонентов осадка, обозначающем поверхность наслоения.

Поверхность напластования — это поверхность геологической синхроничности (одновременности), т.е. отвечающая одному моменту поверхности осадка или нижней границы зоны осадкообразования.

Слой, или пласт (пласт отличается более четкими граничащими поверхностями), — 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.

Основная классификация слоистости производится по форме слоев, точнее, по их положению относительно горизонта.

Выделяются четыре основных морфологических типа слоистости:

горизонтальная,

волнистая,

косоволнистая и

косая.

Эти типы имеют и генетическое обоснование.

Горизонтальной слоистости отвечает отсутствие движения вещества среды, по меньшей мере у дна (у поверхности напластования) или при ламинарном движении. Волнистая слоистость вызывается, как правило, колебательными движениями воды или воздуха у дна, а косая — поступательными, потоковыми, направленными движениями — течениями, за исключением очень медленных или очень быстрых (горные реки в паводок) ламинарных течений. Косоволнистой слоистости образуется при сочетании волнения и течения — наиболее частом проявлении волнения в природе. Поэтому подобная слоистость распространена наиболее широко.

 

Горизонтальная слоистость образуется при горизонтальном положении ровной поверхности наслоения. Эта слоистость, несмотря на ее общую простоту, морфологически и динамически весьма разнообразна.

Наиболее распространены градационная, прослоевая, переслаивательная, а также те ее виды, которые выражены сменой окраски и включениями, расположенными параллельно поверхности напластования.

Градационная горизонтальная слоистость образуется при достаточной толщине слоя воды и массовой подаче в верхние слои воды разнозернистого осадочного материала любого состава. Этот материал, опускаясь на дно, по пути рассортировывается: тяжелые и крупные, а также изометричные, частицы, обгоняя мелкие, легкие и плоские, отложатся первыми и образуют базальный слой града­ционной серии пород – многослоя, а более мелкие будут постепенно сменять его вверх по разрезу, пока не осядет пелитовый материал. Так осаждаются материал спазматических мутьевых потоков (турбидиты во флише), пепловые туфы, паводковые выносы рек в озерах или морях и т.д.

Рис. 1. Градационная слоистость:

а — нормальная (прямая градационность); б — перевернутая, или инверсион­ная (обратная градационность); в — симметричная

 

Прослоевая горизонтальная слоистость выражена прослоями иной или чем-то отличной от основной, фоновой породы, будь то глинистые примазки, присыпки растительного детрита или, наоборот, микрослоечки алеврита или песка в глине, известняке, силиците, а также микрослоечки глобигерин и других планктонных форм. Пока прослойки явно подчиненные, они не нарушают монопородности слоя. Но с определенного порога толщины прослоя (2,5 и 10 мм?) можно говорить уже о переслаивании разных пород, и слоистость становится уже переслаивательной, означающей переход от текстуры породы к текстуре толщи. Она часто флазерная, т.е. контрастная по цвету: темно-серые глины чередуются со светлыми песками.

Горизонтальная слоистость, выраженная сменой окраски, встречается часто, но может быть принята за вторичную. Нередко она вообще выявляется на поверхности выветривания..

Очень часто горизонтальная слоистость выражается только включениями галек, обрывками глинистых слойков, цепочками раковин или конкреций и другими включениями.

Динамика накопления пород с горизонтальной слоистостью варьирует от самой слабой до активнейшей. В тиховодных условиях у дна обычно отличаются тонкие илы. В таких же условиях накапливаются горизонтальнослоистые грубые пески, что объясняется механизмом взвешенных мутьевых потоков. Парадоксальным кажется отложение горизонтальнослоистых конгломератов в горных реках. Однако объясняется это очень большой скоростью потока, в котором уже не могут образовываться донные поперечные валы, ответственные за формирование косой слоистости.

Волнистая слоистость образуется колебательными (волновыми) или пульсационными (порывами) движениями воды или воздуха (ветра) как захороняющаяся рябь, т.е. при волнистой поверхности наслоения. При этом зеркало ряби горизонтально. Если рябь невысокая, слоистость захороняется полностью, с гребнями и впадинами — это собственно волнистая слоистость, а если рябь крупная (с высотой более 15-20 см), то чаще всего при перестройке пла на волнения гребни срезаются и захороняются только мульды.

Рис. 2. Слоистость волнистая крупная, или мульдообразная (ж)

Такую слоистость называют мульдообразной. Можно говорить о третьем типе волнистой слоистости — неправильно-волнисто-слоистой текстуре, у которой гребни чаще всего широкие, даже уплощенные, а мульды острые, килевидные в разрезе, и чередование их недостаточно регулярное. Это не механогенная, а биогенная, водорослевая волнистая слоистость, которую волнистой можно назвать лишь условно (рис. 3).

Рис. 3. Водорослевая волнистая слоистость в строматолитах (по Pia, 1927, из Ф.Дж. Петтиджона, 1981):

I — Weedia (Walcott); 2 — Collenia (Walcott); 3 — Cryptozoon (Hall); 4 — Cryptozoon boreale — (Dawson); 5 — Archaezoon (Matthew); 6 — Gymnosolen(Steinmann)

 

Волнистая слоистость не развивается в глинистых и даже в алевритовых осадках, так как частицы этого размера (<0,05 мм) не отлагаются при движении воды, создающем волнистую слоистость. Поэтому волнистая слоистость – это текстура песков, от тонко- до грубозернистых, реже – гравийных осадков, включая и обломочные известняки песчаной и гравийной структуры. Неправильно-волнистая слоистость свойственна биостромовым и биогермовым доломитам и известнякам. Чаще всего волнистая слоистость всех типов – мелководное образование, так как волнение обычно не проникает глубже первых десятков метров. Но похожая слоистость образуется и донными течениями, а они действуют и на океаническом дне (до глубин 4-5 км и глубже). Правда, такая волнистая слоистость отлична от волновой и чаще переходит в косоволнистую.

Косоволнистая слоистость (см. рис. 4 ) объединяет признаки волнистой и косой слоистости и образуется при волнении, генерирующем поступательное перемещение воды – течения, которые моделируют дно в виде поперечных гряд – ряби, как мелкой, так и крупной (до 0,2 - 0,3 м высотой и до 1-1,5 м длиной волны песка). Выделяются два морфологических типа такой слоистости: мелкая (см. рис. 4, е) и крупная (см. рис. 4, г, д).

 

Рис. 4. косоволнистая (с волнистыми серийными швами) однонаправленная (г)

косоволнистая разнонаправленная (д),

 

крупная и мелкая (е), обычно флазерная

 

Серийные швы волнистые, а слойки – косые, часто сигмоидообразные (в форме "S"). Таким образом, в этой, а также и в волнистой слоистости более четко различаются элементарные слойки (доли миллиметра – первые сантиметры) и их серии (сообщества однородных и одинаковых во всем слойков). Косоволнистая слоистость – это слоистость песков, преимущественно не грубых. Она формируется в реках, озерах, в морях от прибой­ной зоны до океанического дна, а также на суше как эоловая. Такая эврифациальность снижает ее диагностическое значение, но в комплексе с другими текстурами и иными генетическими признаками ее изучение помогает генетическому и фациальному анализам.

 

а- косая однонаправленная, с прямыми (а) слойками и с параллельными серийными швами;

Косая слоистость (см. рис. 4, а-в) — одна из замечательных особенностей седиментитов, важная в практическом и в научном отношении. Наклон косой слоистости направлен в сторону течения, которое, таким образом, точно определяется по своему вектору и силе, а также по характеру движения и среды (водной или воздушной).

 

б — косая однонаправленная, с вогнутыми (провисающими)слойками и с параллельными серийными швами; в — косая разнонаправленная с клиновидными прямолинейными швами;

Косая слоистость формируется течением или воздушным перемещением зерен песка или гравия, реже и меньше– гальки. В сущности, она продолжает развитие слоистости ряби и косоволнистой слоистости. Поперечная течению рябь при увеличении скорости течения становится выше, шире и превращается в асимметричные подводные валы или дюны: склон, обращенный против течения, пологий или почти горизонтальный, а склон по течению – крутой (до 40°), и на нем проградационно, т.е. поступательно продвигаясь по пути течения, откладываются все новые слойки (рис. 5, а), формируется серия косых слойков протяженностью по течению в десятки – сотни метров. За ней на расстоянии метров – десятков метров следует вторая, третья серии и т.д. Если серии наползают одна на другую, образуется (много)этажная однонаправленная косая слоистость (с одним направлением наклона косых слойков — в реках, в зоне постоянных морских течений). Если направления течений меняются, например, на противоположное в прибрежной зоне, наклоны слойков также противоположны в смежных сериях — это разнонаправленная косая слоистость, редко осуществляющаяся в реках — в случаях сильного меандрирования, когда на некоторых отрезках меандр течение направляется вверх, против генерального наклона. То же происходит и в антидюнах.

 

-

 

Рис. 5. Образование косой слоистости (а) и определение по ней нормального и пе­ревернутого залегания слоев (б) в крыльях опрокинутой складки:

1 – придонное течение, взвешивающее (отрывающее от дна) песчинки (2) и ниже гребня вала-дюны турбулентно заверяющееся (3) и вследствие этого торможения высаживающее на передовом склоне вала градационный, слоек (4)

Непосредственной причиной образования косой слоистости является турбулентный характер течения воды или ветра. При завихрениях возникает торможение потока в каком-то слое воды или воздуха, и это приводит к падению вниз заторможенных зерен. Они обязательно образуют валики аккумуляции песка, которые еще больше усиливают турбулентность и торможение над крутым склоном, обращенным по течению. Таким образом, начальное накопление на дне в виде бугорка или валика делает систему более устойчивой и саморазгоняющейся. При этом первично S-образные слойки за счет срезания их на гребнях валов становятся только прогнутыми книзу, как бы провисающими под действием силы тяжести, что и используется для определения нормального или перевернутого залегания толщи: слойки прогнуты к подошве (т.е. выпуклы к ней; рис. 5, б).

 

Косая слоистость, как и всякая другая, может осложняться другими видами слоистости, в том числе и косой слоистостью иной ориентации и размера, формирующимися в иных динамических режимах, например антидюны. Наиболее распространены два типа косой слоистости (рис. 6): плоскопараллельная и мульдообразная, или фестончатая.

 

Рис. 6. Два главных типа косой слоистости (по Ф.Дж. Петтиджону, 1981):

а — плоскопараллельная, с прямыми серийными границами серий; б — мульдообразная, или фестончатая, с вогнутыми границами серий обычно в поперечном направлению течений сечении

 

 

В водных потоках максимальная мощность косых серий обычно не превышает 2 м, хотя иногда в дельтовых отложениях встречаются загадочные серии в 5-10 м. Однако вероятность их образования в водных условиях полностью не доказана.

Мощность косых серий эоловых дюн и барханов достигает 50-80 м (возможно и более), что отвечает их высоте. Раньше, до обнаружения сверхмощных водных косых серий, уже при мощности их свыше 2 м слоистость считалась эоловой. Теперь этот порог уверенного различения поднимается до 10 м, что снижает методическую ценность признака. Второе отличие эоловой косой слоистости от водно-потоковой - частая клиновидность косых серий (рис. 7), поскольку наветренный склон также довольно крут (до 10-15°), а флювиальная косая слоистость характеризуется параллельностью или субпараллельностью серийных швов (см. рис. 4 а, б, в; и рис 6). Третий признак парагенетический - ассоциация с эоловой рябью (см. ниже).

 

Рис. 7. Эоловая косая слоистость: а — клиновидная крупная одиночная серия бархана; б — клиновидные серии эоловой слоистости дюн (из У.Х. Твенхофела, 1933); в и г — разрезы поперечных дюн (по Мак-Ки, 1966; Х.Г. Ридингу, 1984) с разной по размеру и форме серий в основном однонаправленной эоловой косой слоистостью

 

Более трудно различить речную и морскую слоистость, когда последняя преимущественно однонаправленная (при ее разнонаправленное вопроса почти не возникает). Ю.А. Жемчужников, Л.Н. Ботвинкина, П.П. Тимофеев и другие исследователи одним из отличительных признаков считают ритмичную (градационную) сортировку косых слойков. Действительно, это так. Но раскрытие причины признака снижает его диагностическое значение: он действует потому, что чаще всего река переносит разнозернистый материал, из которого можно получить градационные слойки. В морях такой материал встречается реже, поэтому там и меньше развиты градационные слойки. Подобный мало разнозернистый материал и в реке даст косые слойки практически без градационной сортировки. Таким образом, действие признака основывается на более фундаментальном отличии структур. Другие отличия речной и морской однонаправленной косой слоистости надо проверять и искать.

 

Масштаб текстур наслоения и вопросы номенклатуры. Масштаб текстур решается аналогично масштабу структур. М.С. Швецов различает текстуры (мезотекстуры), макро- и микротекстуры, которые соответственно видны: в любом кусочке породы или в шлифе при малом (объективы 3^х и 8^х) увеличении; в крупных штуфах, в слое или в толще пород; под микроскопом при больших (объективы 20^х, 40^х, 60^х и 90^х) увеличениях. Но текстуры, как и структуры, в действительности более многоранговы и представлены как макро-и мегатекстурами – текстурами толщ (различные по масштабу циклиты), так и текстурами пород разного ранга и микро- и ультрамикротекстурами.

Полезно выражать масштаб слоистых текстур порядком их толщины, например говорить о декаметровой, метровой, дециметровой, сантиметровой, миллиметровой слоистости (и цикличности) и далее – о микрослоистости (рис. 8).

 

 

Рис. 8. Терминология для описания слоистости разной мощности (из Г.Э. Рейнека и Н.Б. Сингха, 1980)

 

Хотя терминология по слоистости устоялась, однако некоторые вопросы еще остаются. Иногда в качестве самостоятельного типа выделяют линзовидную слоистость как пятый морфологический тип. Однако линзовидной бывает и горизонтальная, и волнистая, и косоволнистая, и косая слоистость. Н.Б. Вассоевич, детально разрабатывавший текстурную терминологию настаивал на строгом различении слоистости, слойчатости и слоеватости. Однако это не прививается. Слоек – то же слой. Термин "слоек" надо использовать в случае, когда приходится противопоставлять более крупные слои и им подчиненные более мел кие – слойки. Но это не должно переводить "слоистость" в "слойчатость". Термин "слоеватость" иногда полезно употреблять для неполно выраженной слоистости, но не закреплять за ним более строгого содержания.

 

II. Текстуры наложенные сингенетичные, формирующиеся практически одновременно с седиментациейили сразу после акта отложения осадка, разнообразны, важны в генетическом отношении.

Важнейшими из них являются биогенные, среди которых различают текстуру ходов илоедов, или иначе ихнитолитовую (ихнитовую), или биотурбитовую. Ее геологические масштабы с каждым годом выявляются все больше. Есть даже одна геологическая формация – писчего мела, – которая своим формационным типом обязана не только первичному, планктоногенному, в основном кокколитовому, материалу, но и полной биоэлювиальной сингенетичной переработке свежего ила илоедами. Ихнитолитовую текстуру писчего мела одним из первых выявил Г.И. Бушинский (1954). Материал осадка, полностью пропущенный че рез кишечник илоедов, агрегирован в виде довольно длинных шнурков, переплетение которых и создает ихнитовую текстуру (рис. 9, 10, 11).

 

 

Рис. 9. Ихнитовая, или биотурбитовая, текступа песчаников аалена Дагестана (а), известняков мела (б) и силура (в), писчего мела глинистого (г), ходов таонурус (спирофитон) в глинистом биодетритовом известняке карбона (д) и нор сверлящих червей трипанитес в известняке франского яруса (е). Рисунки по фотографиям из "Атласа текстур и структур..." (т. 2)

 

Рис. 10. Стадии переработки осадка илоедами (по Д.Г. Муру и П.К. Скратону, из Ф.Дж. Петтиджона, 1980):

а — ненарушенные слои песков и ила; б — слабо нарушенные слои; в — сильно нарушенные слои — четкая пятнистость биотурбированного осадка; г — прогрессирующая гомогенизация осадка — ослабление пятнистости; д — гомогенный осадок, полностью биотурбированный.

 

Рис. 11. Батиметрическая зональность следов организмов (A. Seilacher, 1967):

I—III — ходы ризокораллид, IV-V — ходы алектрорудид: I—II — илоеды суспензии, преобладающие на мелководье; III—V — илоеды осадка, преобладающие на больших глубинах; I — фация сколитес, литоральные пески, илоеды пропускают осадок по мере его накопления, трубки вертикальные U-образные; II — фация глоссифунгитес, илоеды перерабатывают песок сублиторали ниже поверхности осадка не обязательно вертикальными ходами и изменяются по мере роста; III — фация круциана, хорошо сортированные пески и алевриты, ходы более сложные; IV — фация зоофикус, глинистые пески и алевриты, выработки относительно простые; V — фация нереитес, пелагические глины и другие илы — фоновые отложения в турби-дитной зоне (подножиесклона), выработки сложные, образующиеся и в писчем мелу и в мергелях на платформе

 

В настоящее время все тонкие неслоистые, изотропные осадки считаются биотурбированными, т.е. поеденными, а сохранение свойственной для них тончайшей, часто сезонной слоистости означает ненормальный для жизни ихнофауны газовый или иной режим. Достоверно ихнитовые текстуры известны с ордовика, они вероятны в кембрии и венде. На суше ее аналогом является текстура дождевых червей, перерабатывающих почву и делающих ее не слитной, а проницаемой для воздуха и воды, т.е. благоприятной средой обитания разнообразных живых организмов и поэтому плодородной.

 

Корневая комковатая текстура (рис. 12, а), иногда называемая кучерявой (а литотип – "кучерявчиком"), являющаяся поисковым признаком на пласты угля, например в Донбассе, формируется корнями растений, перемешивающих осадок, сообщающих ему вертикальные линии раздела и полностью "стирающих" первичную, слоистую текстуру. Мощность этих своеобразных почвенных горизонтов 5-30 см. Обычно выше залегает пласт угля, формировавшийся автохтонно.

 

Текстуры взмучивания продуцируются чаще всего штормами (поэтому порожденные ими отложения стали называть темпеститами; англ. "темпест" – буря, шторм). В зависимости от силы шторма волнение и возмущение осадков на дне достигает глубин 100-200 м, а при особо катастрофических – до 300-400 м. При этом взмучивается, т.е. приводится во взвешенное состояние толща осадков мощностью до 0,5-1 м, а затем, часто без существенного горизонтального переноса, осаждается в виде хлидолита, т.е. мусорной породы без слоистости и с вертикальным положением удлиненных фрагментов (рис. 12, б). Взмучивание производят мутьевые потоки, проходящие близко у дна, а также землетрясения (на уклонах дна), цунами и другие катастрофические явления, а в последние десятилетия – и вмешательство человека. В венде и нижнем палеозое как темпеститы образовывались плоскогалечные конгломераты.

 

Текстуры подводного оползанияи оплывания чаще всего выражены мелкими (сантиметры и дециметры) и более крупными (до десятков метров – уже текстура толщи) складками, нередко сопровождаемыми сингенетичными брекчиями и оторвавшимися рулетовыми олистолитами (рис. 12, в). Складки лежачие, опрокинутые, выпуклые в сторону уклона дна. Свежий, обводненный илистый осадок оползает уже при уклонах 1,5 - 2°. Нередко оползание и оплывание ила выражаются в раздуве мощности слоя в 2-5 раз и более. Наиболее часто текстуры оползания образуются в геосинклинальных прогибах, где обычны уклоны дна. Но они не редки и в тропических влажных (солифлюкция) и тундровых (криосолифлюкция) зонах поверхности земли.

 

Гидроразрывные текстуры возникают при лавинной форме седиментации, например при отложении суспензии мощного турбидитного потока, который погребает под собой и в себе много воды. Последняя должна найти выход вверх под давлением быстро накапливающихся осадков, становящихся все более глинистыми. В относительно более ослабленных местах вода прорывает слой, при этом изгибает вверх линейные или уплощенные элементы осадка и слойки, что в разрезе придает им вид сковородки или тарелки. Поэтому такие текстуры называются блюдцеобразными (рис. 12, г). Дальнейшим развитием процесса выжимания воды являются глиняные диапиры и нептунические дайки песка, внедряющиеся снизу при разжижении по типу плывунов песчаных и алеврито-глинистых осадков под нагрузкой верхних слоев и часто под действием сейсмических толчков – спусковых механизмов. Сингенетические гидроразрывы следует отличать от катагенетических и метагенетических.

 

Элювиальные, или сингенетично-метасоматические, текстуры распространены повсеместно как на суше, в корах выветривания, так и под водой. Это комплекс текстур, последовательно сменяющих друг друга при развитии выветривания или иного метасоматоза. В начале процесса развиваются вертикальные каналы и трещины — пути миграции вещества вверх и вниз — это вертикально расчленяющая текстура. Они могут полностью стереть первичную текстуру, как это бывает в лёссе, почвах, в подводных панцирях, одновременно производя гомогенизацию и превращая осадок в изотропную породу (с вторичной беспорядочной текстурой). На третьей стадии развиваются ризолиты — корнеподобные клинья (до 30-40 см) той же или чем-то отличной породы; в образовании их нередко участвуют и организмы (см. рис. 12, а). Процесс текстурной переработки продолжается далее структурными новообразованиями – брекчиями сингенетичными (каменистыми развалами) или бобовыми, оолитовыми и другими сфероагрегатными структурами.

 

Рис. 12. Текстуры наложенные ранние сингенетичные (а-д), диагенетичные (е, ж), катагенетичные (з-к), гипергенные (л) и метаморфические (м):

а – комковатая, или кучерявая, – результат проникновения корней растений; б – взмучивания, или темпеститовая (штормовая); в – подводно-оползневая и со лифлюкционная (направление о ползания – справа налево); г – блюдцеобразная – следы массового 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 — з амещения (со стороны верхнего левого угла), например окремнение; л — кольца Лизеганга, подчиненные трещинами отдельности в песчаниках; м — сланцевая, на крыльях изоклинальной складки параллельная слоистости, а в замках — перпендикулярная ей

 

III. Текстуры наложенные поздние формируются в течение все в истории породы, начиная с диагенеза и кончая ее разрушением при гипергенезе или метаморфизме, а также при тектогенезе.

Наиболее ранними являются скорлуповатая и конкреционная текстуры, внешне похожие друг на друга по их концентричности, но в первом случае чисто коллоидными и иными физико-химическими силами лишь переорганизуется строение тонкого илистого и алевритового, реже тонкопесчаного осадка с возникновением концентрической отдельности, а во втором – происходит еще и стягивание вещества конкрецйеобразователя – карбонатов, кремнезема, окислов, фосфатов, солей и т.д. (рис. 12, е, ж). Степень выраженности и размеры (от микро- до 2-3 м и больше) различные, а начало образования нередко относится к самым ранним постседиментационным фазам, т.е. происходит в раннем диагенезе и даже в сингенезе и гипергенезе (железомарганцевые или лимонитовые конкреции).

 

Фунтиковая, или текстура "конус в конусе" более поздняя — в основ­ом раннекатагенетичная. Это видно из соотношения раннедиагенетического ядра конкреции или конкреционного прослоя без этой текстуры с обрамляющими сверху и снизу зонами с фунтиковой текстурой, причем эти фунтики-конусы раскрываются от центральной осевой зоны вверх и вниз (рис. 12, з). Текстура долго была загадочной, предлагались самые разные гипотезы, вплоть до тектонических (трещины скола под углом 45° к на­правлению сжатия) и биогенных. П.В. Зарицкий (1959) и другие объяснили образование фунтиковой текстуры катагенетическим распределением вновь нарастающего конкреционного вещества, игольчатой структуры, часто отличного от состава первичной зоны (например, на сидерите – кальцитовая фунтиковая оторочка). Вещество подходит частица за частицей, диффузно и высаживается на поверхности уже существующей конкреции или иного прослоя по принципу конформной укладки, в итоге автоматически формируются конусы роста, разделяющиеся участками – антиконусами также конической формы. В генезисе текстуры остается много неясного.

Стилолитовая текстура (рис. 12, и) возникает еще на более позднем этапе катагенеза, на глубинах 2-3 км в карбонатных породах и на 6-7 км — в кварцевых. Это субгоризонтальные, реже косые или субвертикальные (если давление было боковым) зубчатые, сутурные контакты между плитами одной породы, соединяющимися часто неразъемно. Высота зубцов в карбонатолитах достигает 0,5-0,8 м, а в кварцитах не превосходит 1 см. Чем выше (длиннее) зубцы, тем толще слой глины, располагающийся по шву, и он иногда достигает 1-3 см в толщину. Это нерастворимый остаток, т.е. бывшая рассеянной глинистая примесь в карбонатной породе. При образовании стилолита нерастворимое глинистое вещество, в противоположность карбонатному, не могло быть вынесено. Уже из этого ясно, что механизм образования стилолитов – растворение в твердом состоянии под давлением. Это процесс медленный, протекающий, вероятно, в течение десятков миллионов лет, вплоть до позднего катагенеза, а в кварцевых песчаниках — в метагенезе. Стилолитовые швы нередко весьма сближены (на расстояние 1-2 см), что приводит к пересечению одних швов другими, вышерасположенными. Облегчает стилолитообразование трещиноватость, возникающая нередко как трещины оседания и разгрузки при подъеме территории денудации вышележащих толщ и обнажении, например на морском дне, уже твердых пород, в которых и возникают параллельно дну трещины разгрузки. При новом погружении на соответствующих глубинах (не менее 2-3 км) по этим трещинам развиваются стилолиты. Пример стилолиты в коньякских и верхнетуронских розовых известняках на р. Бодрак в Крыму и еще более выразительно выраженные на р. Подкумок между Ессентуками и Кисловодском.

Стилолиты улучшают коллекторские свойства толщ. Одновременно по ним можно определить глубину погружения, взять концентрированную пробу глинистого вещества. Как микротекстуры, развивающиеся на контакте кварцевых и других кристаллических зерен, стилолиты широко распространены в толщах, испытавших преобразования позднего катагенеза и метагенеза, например, в шокшинских малиновых кварцитах рифея Карелии.

Текстура замещения выглядит в виде замысловатых разводов разных по цвету или оттенкам узких зон, отражающих неоднородность замещаемой породы и направление проникновения замещающего вещества, например кремнезема при окремнении известняка, что часто наблюдается в карбоне Русской платформы (рис. 12, к). Такие породы становятся декоративными камнями, а в научном отношении они документируют физические и химические процессы в длинной истории жизни осадочной породы в недрах и те агенты, которые были активными. Текстуры замещения образуются на разных стадиях литогенеза: в диа-, ката-, мета- и гипергенезе, и это выявляется стадиальным анализом.

Зебровая текстура, или кольца Лизеганга, близка к текстуре замещения по рисунку и способу образования, но тем не менее не являющаяся ею, так как никакого замещения при этом не происходит. Чаще всего при формировании колец Лизеганга меняется химическая форма минерала или вещества, которому предстоит быть кольцеобразующим, например, при окислении железистых минералов (сидерита, пирита и т.д.), и происходит его частичное перемещение и микроконцентрация по контурам фронтов движущегося межгранулярного потока. В природе чаще всего этот процесс происходит с гелем Fе