1. Наука литология, задачи, литологические методы исследования.

Литология – наука о современных осадках, и осадочных горных породах. Она является одной из фундаментальных наук геологического цикла, которая все шире внедряется в различные области геологических исследований и поэтому не случайно появление новых научных и прикладных направлений связанных с ней. Название ее происходит от греческих слов “литос” – камень и “логос” – учение.

Задачи литологии

-          дальнейшее совершенствование теории литогенеза;

-          углубление знаний в области катагенеза пород применительно к различным сочетаниям термобарических и геохимических условий;

-          развитие и конкретизация представлений о периодичности и эволюции осадочного процесса;

-          создание единой генетической классификации осадочных пород;

К задачам прикладного значения относятся:

-          всестороннее изучение состава и строения осадочных  горных пород современными лабораторными методами;

-          литолого-фациальное и палеогеографическое картирование с целью восстановления геологической истории и определения направлений поисков конкретных полезных ископаемых и обоснование оптимальных систем их разработки;

-          разработка и совершенствование литологических основ прогнозирования природных резервуаров нефти и газа;

При поисках и освоении конкретных полезных ископаемых перед литологией стоят специфические задачи:

-          освоение земных недр;

-          разработка полезных ископаемых;

-          обогащение и переработка ископаемого сырья;

-          охрана окружающей среды.

Литологические методы исследования

-          макроскопическое исследование и изучение пород в шлифах под микроскопом;

-          механический или гранулометрический анализ – используется для определения условий образования, практических свойств и стратиграфических сопоставлений различных пород. Для крупнообломочных пород - проводится на ситах-грохотах, для средне- и мелкообломочных – выполняется посредством просеивания через сита, для более мелких (глин) – отмучиванием в воде и центрофугированием;

-          минералогический анализ, проводимый под бинокуляром, помогает не только определить породу и ее состав, но и имеет большое значение для решения вопросов стратиграфии и палеогеографии;

-          иммерсионный метод проводится под микроскопом и заключается в точном определении показателя преломления зерен путем их погружения в специальные жидкости;

В последнее время большое значение имеют:

-          термический анализ – основывается на том, что при нагревании минерала (породы) выделение Н₂О и существенные изменения структуры происходят у минералов при разных температурах и сопровождаются реакциями поглощения или выделения тепла;

-          рентгеновский метод – заключается в облучении порошка минерала (породы) с последующим получением спектра с определенным набором линий, характерных для данного минерала или породы;

-          химический метод и его разновидность – микрохимический – дают информацию о микро- и макро- составе пород и минералов;

-          изотопный метод (стабильных и радиоактивных изотопов) – используется для изучения условий образования и установления возраста пород и минералов;

-          метод газовой декрипитации – проводится для определения температуры образования и изучения газовых включений минералов.

2. История развития литологии.

В числе первых исследований осадочных пород с научными целями можно назвать великого русского ученого М.С. Ломоносова. Он одним из первых объяснил происхождение ряда осадочных пород, в том числе нефти, каменного угля, и изложил это в работе “О слоях земных” (1763г.). Позже Д. Геттон (1795г.) опубликовал книгу об условиях образования некоторых осадочных пород Англии. Затем появились обстоятельные работы Н.К. Головкинского (1867г.) и И. Вальтера (1894г.) в области цикличности осадкообразования. В конце ХIХ века и позднее плодотворно работали по изучению отдельных проблем литологии Н.А. Андрусов, А.П. Каржинский, французский ученый Л. Кайе.

Большую роль в становлении науки литологии сыграли работы В.И. Вернадского (1863 – 1945гг.). Им было изучено влияние органической жизни на формирование осадочных пород. И.М. Губкин (1871 – 1939гг.) оценил значение осадочных пород как резервуаров нефти и газа, показал возможности фациального анализа для прогнозирования поисков полезных ископаемых, в частности нефтегазоносности недр.

В 1922 году, курс петрографии осадочных пород был введен в Московском и Казанском университетах. В это же время Д.В. Наливкин создал курс “Учение о фациях” и начал его читать в Ленинградском горном институте. В 1923 году Я.В. Самойлов сформулировал основные задачи литологии, наметил программу и методологию исследований осадочных пород.

В 20-е годы плодотворно работал английский ученый Г. Мильнер. Он разработал методы исследования минеральных зерен и заложил основы микропетрографической корреляции. В США У.Х. Твенхафл в 1925г. опубликовал монографию “Учение об образовании трех осадков”, ставшей важной вехой в развитии методологии.

М.С. Швецов одним из первых создал курс осадочной петрографии для вузов и написал учебник “Петрография осадочных бассейнов” (1032г.). Работы В.П. Батурина в области микропетрографической корреляции и восстановления палеогеографии по терригенным компонентам (1930-1945гг.) не потеряли своего значения до настоящего времени.

Огромную роль в литологии сыграли работы Л.В. Пустовалова (1920-1970гг.). Им опубликована 2-х томная монография “Петрография осадочных пород”. Он ввел в науку учение об осадочной дифференциации, представление о периодичности осадкообразования. В 1941г. он был удостоен Государственной премии СССР I степени.

Велико значение работ Н.М. Страхова (1898-1978гг.). Он выполнил ряд важных исследований по современному осадконакоплению, на основе сравнительно-литологического метода разработал теорию осадочного породообразования. За монографию “Основы теории литогенеза” в 1961г. был удостоен Ленинской премии.

Большой вклад в развитие литогенеза внесли Ю.А. Жемчужников, Л.Б. Рухин, Г.И. Теодорович, Н.В. Вассоевич, Г.Ф. Крашенинников, Н.В. Погвиненко, и др. Из белорусских современных ученых – Г.И. Горецкий, А.С. Махнач, К.И. Лукашев, Э.А. Левков, А.В. Матвеев и др. 

3. Классификация осадочных пород

Знание состава и строения осадочных горных пород, умение их систематизировать являются одним из необходимых условий для успешного использования литологии при изучении и освоении недр Земли. В работе Б.К. Прошлякова и В.Г. Кузнецова [10] классификации осадочных пород по значимости и масштабам разделены на общие и частные. Общие классификации охватывают все осадочные породы, которые затем подразделяются на классы и подклассы на основании состава, генезиса и некоторых других признаков. Частные классификации составлены применительно к классам пород. Они предназначены для определения точного положения породы внутри класса или подкласса. Такие классификации базируются на характерных признаках, свойственных данному классу пород. Например, для обломочных пород главные классификационные признаки − структура и количественные соотношения между составными частями. Для карбонатных пород ведущими признаками при классификации являются химико-минералогический состав и структура. Н.В. Логвиненко [8] считает, что при классификации любых природных объектов и явлений следует стремиться к использованию генетического принципа. Однако, учитывая, что большая часть горных пород является полигенетическим образованием (табл. 1), чисто генетическая классификация с выделением крупных групп пород неудобна. Несколько удобнее классификация по вещественному составу, однако и в этом случае охватить все разнообразие пород трудно.

По мнению Н.В. Логвиненко, за основу подразделения осадочных пород целесообразно принять вещественный состав и генезис одновременно. При этом генетический признак должен сочетаться с подразделением по минеральному составу и текстурно-структурными особенностями пород. По вещественному составу и генезису выделяются породы:

1) обломочные;

2) глинистые;

3) глиноземистые (аллитные);

4) железистые;

5) марганцевые;

6) фосфатные;

7) кремнистые;

8) карбонатные;

9) соли;

10) каустобиолиты.

Обломочные, глинистые, глиноземистые и железистые породы представляют собой ряд последовательного разложения магматических, метаморфических и осадочных пород. Фосфатные, кремнистые, карбонатные породы и соли образуются из растворов, возникших при выветривании, и в результате жизнедеятельности организмов. Каустобиолиты − продукты жизнедеятельности растений в условиях гумидного климата и результат преобразования органического вещества.

4. Верхняя часть пласта

Знаки ряби. Знаки ряби представляют собой ряд прямых или изогнутых, более или менее параллельных, реже перекрещивающихся валиков на поверхности песчаных и алевритовых пород. Среди них различают асимметричную рябь течений или ветра и симметричную рябь волнений. Асимметричная рябь ветра характеризуется небольшой высотой гребешков и небольшой амплитудой (отношение высоты к длине 1:15, 1:50). На гребнях ветровой ряби накапливаются более крупные частицы. Асимметричная рябь течений отличается большой высотой гребешков и большой амплитудой. Симметричная рябь волнений образуется в результате действия волн. Гребни ряби волнения более острые, желобки пологие, длина волны измеряется сантиметрами и десятками сантиметров. При попеременном воздействии волн разного направления образуется ячеистая рябь. Обычно рябь волнений возникает на небольших глубинах (до 200 м). Знаки ряби наблюдаются на песчаных и песчано-алевритовых осадках.

Капли дождя. Капли дождя наблюдаются на песчано-глинистых и глинистых осадках, периодически выходящих на поверхность земли (осушение). Они представляют собой округлые углубления, диаметром в несколько миллиметров с приподнятыми краями. Сходные образования возникают от действия града и выделения пузырьков газа.

Трещины усыхания. При высыхании глинистых и карбонатных осадков происходит их растрескивание с образованием неправильной полигональной сетки трещин. Трещины, как правило, не очень глубокие, размер трещин измеряется сантиметрами и десятками сантиметров. Трещины заполняются материалом, приносимым ветром, и следы их остаются на верхней поверхности слоя. Типичным примером подобных образований являются трещины усыхания на поверхности такыров в пустынях и полупустынях.

Отпечатки. На верхней поверхности слоя встречаются различные отпечатки органического и неорганического происхожляется более мелкий материал, в желобках более крупный. Длина волны ряби течений измеряется сантиметрами, десятками сантиметров, редко достигает 1—2 м.

5. Середина пласта

К текстурам середины пласта в первую очередь относится слоистость. По морфологи­

ческим признакам различают горизонтальную, волнистую, косую и переходные типы слоистости: горизонтально-волнистую, косоволнистую и горизонтально-косую (диагональную). По размерам и сериям слоев выделяют макрослоистость — метровые размеры, мезослоистость — сантиметровые и микрослоистость —миллиметровые размеры и менее (последняя рассматривается в шлифах). Однако морфологическая классификация сама по себе не представляет большой ценности, так как один и тот же морфологический тип может иметь различное происхождение. Поэтому мы рассмотрим основные генетические типы слоистости.Русловая слоистость представляет собой серии однонаправленных косых слоев, располагающиеся этажно, друг над другом. Наклон слоев в одну сторону, углы наклона крутые. Между отдельными сериями наблюдаются поверхности размыва. В пределах косых слоев серии грубый материал концентрируется в основании слоев (крупный песок, гравий, галька). Мощность серий — метры, слоев — сантиметры. Русловая слоистость образуется в руслах рек благодаря перемещению песчаных валов по дну реки. Потоковая слоистость — чередование серий косых и горизонтальных слоев. Косые серии имеют наклон в одну сторону, углы наклона крутые. Они состоят из грубого материала (крупный песок, гравий, галька), в основании слоев располагается более грубый материал, в вершине — более тонкий. Горизонтальные серии состоят из мелкого материала и содержат прослои и линзы алеврита и глины. Мощность серий — метр, несколько метров, слоев — сантиметры. Подобная слоистость образуется в результате деятельности временных потоков в предгорьях и в местностях с расчлененным рельефом и континентальным климатом. Иногда описанная слоистость образуется в руслах рек: в типичной слоистости русел появляются горизонтальные серии осадков. Сходная по рисунку слоистость описывалась и в морских осадках. Отличие ее от настоящей слоистости временных потоков заключается в значительно меньшем размере слоев и серий, присутствии более тонкого песчаного материала,

глауконита и т. п.Слоистость знаков ряби. Слоистость знаков ряби образуетсяна мелководье, в заливах и лагунах, в озерах благодаря деятельности волн. Она представляет собой серии косых слоев с вогнуто-выпуклыми поверхностями, срезающие друг друга под разными углами. Размеры серий — сантиметры, слоев — миллиметры. В пластах, содержащих слоистость знаков ряби, часто. встречаются пачки с горизонтально-волнистой слоистостью.

Прибрежно-морская слоистость представляет чередование косых прямолинейных серий слоев с разными углами наклона в различные стороны. Углы наклона пологие и средние, слои сложены мелким и среднезернистым песком (редко крупным с примесью гравия и гальки). Образование слоистости связывают с деятельностью морских течении в прибрежной области моря. Изменения азимута и угла наклона слоев объясняются изменением направления и скорости течений. Весьма сходный тип слоистости образуется в речных долинах в отложениях прирусловых отмелей. Пляжевая слоистость образуется в результате действия прибоя. Это серии осадков с пологим наклоном к морю, чередующиеся с сериями, более круто наклоненными к морю и суше (пляж полного профиля). Углы наклона слоев от 3 до 28°. Серии сложены слоями песка, раковинного детрита и ракушки. Размеры серий 0,2—0,5 м, слоев — 0,1—5 см.

Эоловая слоистость представляет собой чередование серий косых прямолинейных и вогнуто-выпуклых слоев с различными углами наклона от крутых до пологих в разные стороны. Слои сложены песчаным, хорошо отсортированным материалом. Размеры серий — метры, слоев—сантиметры. Эоловая слоистость образуется в результате движения дюн и барханов.

Горизонтальная слоистость наблюдается у различных по вещественному составу осадков и пород (обломочных, карбонатных, кремнистых и др.) и характеризуется прямолинейностью и горизонтальностью слоев и контактов между ними. Размеры слоистости самые различные (от нескольких сантиметров до нескольких метров).

Причиной образования слоистости являются периодические изменения условий осадконакопления: периодическое поступление материала разной крупности, разного вещественного состава и окраски, чередование периодов обильного приноса мате- риала и периодов, когда обломочный материал не поступает и т. п.В обломочных породах возникновение горизонтальной слоистости может происходить в результате миграции оснований песчаных русловых валов под воздействием течений — скоростная горизонтальная слоистость. Горизонтальная слоистость широко

развита в озерных и морских осадках. Градационная слоистость (graded bedding) образуется в результате деятельности мутьевых потоков. Это горизонтальная

слоистость — чередование слоев обломочного материала. В каждом слое наблюдается постепенное уменьшение размера частиц от подошвы к кровле; от песка и даже гравия, гальки до алеврита и глины в кровле. В основании слоя наблюдается резкий контакт с подстилающим слоем, обычно тонкозернистым и несущим следы размыва. Такая же картина наблюдается и на поверхности слоя, благодаря отложению новой порции осадка из последующего мутьевого потока. Слои имеют большое площадное распространение. Мощность слоев от нескольких миллиметров до метров. Отложения

с этим типом слоистости иногда содержат переотложенные раковины мелководных моллюсков, а сами слои могут переслаиваться с глубоководной глиной. Текстуры градационной слоистости воспроизведены экспериментально в лабораторных условиях. Градационная слоистость описана в современных осадках океанов и во многих флишевых отложениях. Сутуро-стилолитовые поверхности — это мелкобугристые (сутуры) и более крупные выступы (стилолиты), встречаются совместно или отдельно в карбонатных породах. Аналогичные им образования — микростилолитовые поверхности и микростилолитовое (зубчатое) сочленение зерен наблюдаются микроскопически в различных песчаниках, кварцито-песчаниках и кварцитах. Эти довольно разные образования сходны в одном— они возникают в результате растворения под давлением. На поверхности стилолитов часто наблюдаются глинистые и другие пленки. Фунтиковая текстура (cone — in — cone) представляет собой ряд конусов, вложенных друг в друга. Конусы сложены кальцитом с примесью глинистого и другого материала. Основание одних конусов направлено вниз, к почве, других — вверх, к кровле пласта. Обычно высота конусов несколько сантиметров, ширина основания 1—3 см. Фунтиковая текстура наблюдается в известковых и мергелистых породах и в известковых прослойках среди глинистых пород. Большинство исследователей приходят к выводу, что образование этой текстуры происходит в результате перекристаллизации карбонатного вещества под давлением .в период катагенеза. Фукоиды — растительные остатки и следы движения различных организмов, преимущественно червей. Фукоиды развиты во флишевых ;и флишомдных отложениях. Во флишевых толщах чаще всего встречаются фукоиды из группы хондритес — следы движения червей.Различают плоскостные и объемные следы. Первые — следы движения червей по поверхности осадка в одной плоскости и

видны на плоскостях напластования в виде причудливо изгибающихся полосочек. Вторые — следы движения червей в вертикальном направлении и видны на поперечном разрезе породы в виде извилистых каналов и дужек. Иногда черви сильно перемешивают осадок, нарушая местами слоистость, почти до полного ее исчезновения.

Складочки подводного оползания — мелкие и неправильные складки, размером от нескольких десятков сантиметров до нескольких метров по простиранию и мощностью до 0,5—1,0 м. Залегают они в виде линз, сверху и снизу ,перекрыты горизонтально лежащими породами, образуются на морском дне, имеющем даже небольшой уклон и покрытом песчано-глинистыми не затвердевшими осадками. Причиной оползания осадка обычно являются землетрясения. Часто описываются во флишевых отложениях.

6. Текстуры осадочных пород: нижняя поверхность пласта

К текстурам нижней поверхности пласта относятся различные гиероглифы. Они наблюдаются на нижней поверхности песчаников, алевритов, песчаных известняков в виде выпуклостей — позитивные знаки. Изучение их важно для выяснения условий осадконакопления, а также для определения нормального и опрокинутого залегания пластов в местностях со сложным тектоническим строением. По генезису различают гиероглифы механического происхождения (механоглифы) и органического (биоглифы). К первым относятся слепки борозд размыва, следы волочения по дну различных предметов, следы внедрения песчаного осадка в илистый, ко вторым — следы ползания червей, жизнедеятельности донных организмов и др. Слепки борозд размыва представляют собой удлиненные валики разной величины, остриями своими направленные против течения. Образование их связано с донными морскими течениями, вымывавшими бороздки на поверхности глинистого осадка.

При отложении песчаных осадков вышележащего слоя бороздки заполнялись песчаным материалом. Следы волочения (шрамы) представляют собой одиночные или групповые валики небольшого размера, протягивающиеся на значительное расстояние. Образовались они в результате пеперемещения течением стволов, веток, раковин и т. д., прочертивших на глинистом осадке бороздку или шрам. Следы внедрения песчаного осадка в подстилающий его ил выглядят в виде дельтовидных сосочков с остриями, направленными примерно в одну сторону. Размеры сосочков небольшие (до нескольких сантиметров). Следы внедрения образуются на морском дне, имеющем небольшой уклон, благодаря движению песчаного осадка, насыщенного водой по подстилающему его глинистому илу. Ходы червей представляют собой валики диаметром до нескольких миллиметров, расположенные синусоидально или причудливо изгибающиеся и обычно не соприкасающиеся друг с другом. Образовались они в результате перемещения червей по илистому дну и заполнения впадинок (желобков) при отложении песчаного материала вышележащего слоя. Следы жизнедеятельности донных организмов представляют собой бугорки неправильной и овальной формы различного размера, сплошь покрывающие нижнюю поверхность песчаников и алевролитов. Происхождение таких бугорков можно объяснить следующим образом: вероятно, на поверхности ила сидели или лежали отмершие остатки донных животных. После растворения раковины и разложения тел эти углубления

заполнялись песчаным материалом при отложении вышележащего слоя. Следы деятельности крабов представляют собой пятно размером с пятикопеечную монету, от которого по радиусам расходятся не очень правильные валики. Палеодиктион представляет собой барельефную гексагональную сетку с размером ячеек 1—

2 см в поперечнике. Ячейки сетки обычно правильно деформированные. Ячейки сетки 3 мм. Палеодиктаон описан в флишевых отложениях триаса, юры, мела и палеогена Кавказа, Крыма, Карпат, Альп. Вопрос о его происхождении до сих пор обсуждается специалистами. Большинство исследователей считают, что палеодиктион являетс отпечатком колониальной водоросли.

7. Структура осадочных пород

Структура преимущественно микроскопический признак; наблюдается главным образом в шлифах под микроскопом. И только в некоторых случаях в псефитовых и псаммитовых породах (благодаря большому размеру частиц) структура становится макроскопическим

признаком. В обломочных породах по размеру частиц выделяются следующие структуры.

Псефитовая — диаметр зерен > 1 мм.

Псефо-псаммитовая — присутствуют зерна размером большеи меньше 1 мм.

Псаммитовая крупнозернистая — диаметр зерен 1—0,5 мм

Псаммитовая среднезернистая — диаметр зерен 0,5—0,25 мм.

Псаммитовая мелкозернистая — диаметр зерен 0,24—0,05 мм

Псаммо-алевритовая — присутствуют зерна размером >0,05 мм и 0,05—0,005 мм.

Псаммо-пелитовая — присутствуют зерна 0,005—0,05 мм и <0,005 мм.

Алевритовая грубая—диаметр зерен 0,05—0,01 мм

Алевритовая тонкая — диаметр зерен 0,01—0,005 мм.

Алевро-пелитовая — присутствуют зерна размером 0,05—0,005 мм и <0,005 мм

Пелитовая грубая — диаметр частиц 0,005—0,001 мм

Пелитовая тонкая — диаметр частиц <0,001 мм.

В сцементированных породах помимо обломочных зерен присутствует цемент. В этом случае характеристика структуры по размеру зерен дополняется характеристикой цемента. Различают такие типы цемента.

1. По количеству цемента и способу цементации: базальный —цемента много, обломочные зерна не соприкасаются друг с другом; поровый — цемент выполняет поры в породе; контактовый —цемента мало и присутствует он на контакте зерен.

2. По способу образования: крустификационный — обрастание обломочных зерен аутигенными минералами; регенерационный — разрастание зерен, образование каемок вокруг обломочных зерен из того же вещества и часто с одинаковой оптической ориентировкой каемки и обломочного зерна; коррозионный— образуется благодаря коррозии обломочных зерен и цементации веществом того же или другого состава; цемент выполнения — цементация породы происходит благодаря выполнению пор и пустот обломочным и аутигенным материалом. По степени кристалличности вещества различают цемент аморфный и кристаллический. Кристаллический может иметь разную структуру: беспорядочно зернистую (зерна не имеют ни формы, ни определенной ориентировки), пойкилитовую или типа фонтенбло (кристаллы цемента крупные, одновременно гаснущие

в скрещенных николях, обломочные зерна рассеяны в них равномерно), радиально-лучистую (зерна цемента имеют радиальнолучистое строение), волокнистую (зерна цемента имеют волокнистое строение). В большинстве случаев породы содержат несколько типов цемента. Например, местами в породе наблюдается поровый цемент, местами базальный или контактовый, т. е. можно говорить о смешанном типе цемента (цементации). В породах, испытавших глубокие изменения в зоне метагенеза, наблюдаются структуры, напоминающие структуры метаморфических пород.

1. Конформно-регенерационная, обусловленная взаимным приспособлением поверхности зерен с растворением их и регенерацией.

2. Мозаичная, или гранобластовая, структура — цемента нет,зерна непосредственно соприкасаются друг с другом, края зерен частично перекристаллизованы. Порода в шлифе имеет вид мозаики. Подобные структуры называют также кварцитовидными, так как они встречаются в кварцитах и кварцито-песчаниках.

3. Шиловидные и зубчатые структуры, когда контакты между зернами зазубренные — микростиллолитовые. Образуются в результате растворения под давлением и перекристаллизацией под воздействием стресса. В глинистых породах по размеру частиц выделяют пелитовую грубую, пелитовую тонкую, псаммо-пелитовую, алевро-пелито-

вую структуры.

По степени кристалличности вещества выделяют аморфные, и кристаллические структуры.

По характеру частиц и их ориентировке различают беспорядочно-зернистые, параллельно ориентированные, волокнистые, хлопьевидные, ооидные (из концентрических образований), конгломератовидные (из обломков со сглаженными краями), брекчиевидные (из угловатых обломков) структуры. Глинистые породы, испытавшие глубокие изменения в зоне метагенеза, характеризуются ориентированными — сланцеватыми (частицы располагаются параллельно своими длинными размерами перпендикулярно давлению) и сегрегационно-линзовидно-полосчатыми структурами (благодаря сегрегации кварца, серицита, хлорита в виде линзочек и полосок) В карбонатных и кремнистых породах различают обломочные, или детритусовые, структуры. Породы состоят из обычно окатанных обломков организмов различной величины: грубообломочные (ракушечниковые)—диаметр обломков > 1 мм; крупнообломочные — диаметр I—0,5 мм, среднеобломочные — диаметр 0,5—0,25 мм, мелкообломочные — диаметр 0,25—0,05 мм, тонкообломочные или шламовые — диаметр обломков менее 0,05 мм. Другим широко распространенным типом структур являются органогенные или биоморфные структуры (порода состоит из целых особей организмов). Когда биогенные породы подвергаются перекристаллизации, получаются реликтово-органногенные структуры — порода состоит из кристаллов и содержит только реликты органических остатков. В химических породах развиты кристаллически-зернистые структуры. К первичным структурам, возникшим при седиментогенезе и диагенезе относятся следующие: микрозернистые —диаметр зерен 0,005—0,05 мм, пелитоморфные, или криптокристаллические, диаметр зерен <0,005 мм, оолитовые и пизолитовые, или бобовые, порода состоит из концентрических и радиально-лучистых образований размером до нескольких миллиметров, лсевдооолитовые — с перекристаллизованными оолитами или с округлыми образованиямине оолитовой структуры. В карбонатных породах, испытавших глубокие изменения в зоне метагенеза, появляются гранобластовые структуры. Значительно более разнообразны вторичные структуры химических пород, возникшие в результате эпигенетических изменений — перекристаллизации, метасоматоза, катаклаза: крнсталлообластические (гранобластовые, лепидобластовые, нематобластовые, порфиробластовые, пойкилобластовые; метасоматические (порфиробластовые, лойкилобластовые,поперечно-волокнистые, зональные), !катакластические (брекчиевидные, гнейсовидные и сланцеватые). Названные -структуры

близки или тождественны структурам метаморфических пород.