Структура и текстура горных пород

    При первом взгляде на породу необходимо определить, видны отдельные зерна  или кристаллы, ее слагающие, или  нет. Биогенные структуры (раковинная, коралловая и т.п.) опознаются сразу.

    Визуально незернистые породы называются пелитоморфными, если они землисты, т.е. глиноподобны (трепела, алевролиты и т.д.), илиафанитовыми, если они стекловаты, (как обсидиан, яшмы и др.).

    Если  порода явно зерниста, необходимо посмотреть на форму и размер отдельных зерен. Возможны 3 варианта: породы кристаллические (состоят из кристаллов), обломочные (состоят из обломков) или неполнокристаллические (состоят из афанитового матрикса с вкраплениями кристаллов). Дальше - вопрос определения размерности зерен: мелко- —> крупнокристаллические, либо мелко- —> грубообломочные. Потом определяется форма зерен (гипидиомрофная, кристаллобластовая, окатанная и т.д.).

    По  размеру кристаллов структуры подразделяются на:

1. Скрытокристаллические, размер меньше 0.1 мм, взглядом отдельные кристаллы не видны, но виден блеск на отдельных сколах по спайности и т.д.
2. Мелкокристаллические, размер от 0.1 до 1 мм.
3. Среднекристаллические, размер от 1 до 5 мм.
4. Крупнокристаллические, размер от 5 до 10 мм.
5. Гигантокристаллические, размер более 10 мм.

Структуры магматических пород

    В зависимости от степени охлаждения магм должна находиться и степень  их кристаллизации:  
1) при кристаллизации расплавов и магм в условиях оптимума получаются полнокристаллические структуры;  
2) в наихудших условиях могут получиться совершенно или почти совершенно лишенные кристаллов стекловатые структуры;  
3) в промежуточных условиях получаются структуры неполнокристаллические часто весьма неудачно называемые полукристаллическими.

    С условиями кристаллизации магм должна быть связана величина зерна в  полнокристаллических породах. Очевидно, если магма отвердевает медленно, то условия наиболее благоприятны для  получения или наиболее крупных  кристаллов (небольшое количество центров, достаточно быстрый рост), или, во всяком случае, кристаллов более или менее  равномерных. Получаемые в результате структуры называются равномернозернистыми. При этом по величине кристаллов различают структуры:

·  гигантокристаллические при величине кристалла свыше 1—2 см;

·  крупнокристаллические при размере кристалла выше 5 мм;

·  среднекристаллические с величиной кристалла от 1 до 5 мм;

·  мелко- и тонкокристаллические — кристаллы видны невооруженным глазом;

·  микрокристаллические — кристаллы видны в лупу или под микроскопом, и

·  скрытокристаллические — в породах под микроскопом обнаруживается только кристалличность, а отдельные зерна неразличимы.

    Из  схем кристаллизации видно, что при  кристаллизации расплавов и, следовательно, при образовании горной породы сначала  выделяется один минерал, который в  дальнейшем растет, затем, при продолжающемся выделении этого минерала, начинает выделяться следующий и т.д. Кроме  того, при наличии порядка кристаллизации отдельных минералов, совершенно неизбежно, что первые минералы, кристаллизуясь при более высокой температуре, находятся в более благоприятных  условиях для роста, чем более  поздние, выделяющиеся в более вязкой жидкости, и т.д. Наконец, может случиться  и так, что часть магмы затвердевает в очень благоприятных для  кристаллизации условиях на глубине, а  не успевшая закристаллизоваться часть  ее вместе с выделившимися кристаллами  изливается или в более высокие  горизонты или на земную поверхность, где условия для кристаллизации менее или весьма неблагоприятны как вследствие быстрого понижения  температуры, так и вследствие выделения  газов и паров, благоприятствующих жидкостности магмы, и следовательно, росту кристаллов. Эти обстоятельства, порознь или вместе, неизбежно влекут за собой неравномерность зерен минералов одних и тех же или разных видов в породе. Получается так называемая порфировая структура, при которой минералы породы весьма сильно отличаются друг от друга по величине. Раньше предполагали, что порфировая структура обусловливается исключительно внезапным изменением условий кристаллизации при излиянии; но она может получиться и при нормальном ходе кристаллизации по эвтектической схеме.

    Во  всякой порфировой структуре различаются  два элемента: более крупные кристаллы  — порфиры или вкрапленники и  мелкая масса, стекловатая или неполнокристаллическая, служащая как бы цементом для вкрапленников  — основная масса. Выделяют, кроме  нормальной порфировой структуры, еще  структуру порфировидную. Под порфировидной понимают такую структуру, при которой полнокристаллическая основная масса имеет легко различимое макроскопически зерно, в том числе и такое, которое может встретиться и в среднезернистой породе, как, например, в порфировидных гранитах. Связь степени кристалличности и величины кристаллов с условиями отвердевания магмы зависит от того, как скоро идет процесс остывания магмы. Магма затвердевает в породу не при определенной температуре, а в некотором интервале температур.

    Неполнокристаллическую  породу без четко выраженных крупных  вкрапленников часто называют афировой.

    От  формы зерен минералов зависит  облик структуры, особенно под микроскопом. Если минералы должны выделяться из магмы  в определенном порядке, то, естественно, наибольшее число шансов для выявления  свойственной им кристаллической огранки  имеют минералы, выделяющиеся в самом  начале; наоборот, минералы, кристаллизующиеся  в конце, будут связаны в проявлении своей огранки выделившимися  ранее минералами, так как они  могут только заполнять оставленное  последними пространство. Минералы, имеющие  хорошую огранку, называются идиоморфными (греч. idjos — свой, собственный, свойственный); минералы, не имеющие собственных форм, представляют собой минералы ксеноморфные (ksenos — чужой); наконец, минералы, частью проявляющие собственную огранку, частью ограниченные другими, суть минералы гипидиоморфные (hupo — подчиненные). Полнокристиллические структуры зернистых пород или основных масс порфировых пород, в которых можно наметить степень идиоморфизма отдельных минералов, называются гипидиоморфнозернистыми.

    Многие  авторы отождествляют степень идиоморфизма минералов с порядком их выделения  из магмы. Это неверно. Резкий идиоморфизм  одной составной части по отношению  к другой может иметь место  и при одновременной кристаллизации обеих и даже при более поздней  кристаллизации более идиоморфного компонента. Известно также, что некоторые  минералы обладают свойством проявлять  при кристаллизации лучшую огранку, чем другие, кристаллизующиеся в  тех же условиях; что тенденция  к проявлению граней зависит от примесей и т.д. Все это говорит за то, что мы имеем право на основании  структурных наблюдений говорить только о порядке идиоморфизма, а не о  порядке выделения минералов. Гипидиоморфнозернистая структура все же, понятно, показывает, что какой-то порядок имел место  не только в степени идиоморфизма минералов, но и в последовательности их выделения. Признавая правильность и важность всех высказанных здесь  предостережений, можно, однако, признать, что в первом приближении наблюдение порядка идиоморфизма позволяет  судить и о порядке кристаллизации.

    Структура, в которой минералы прорастают друг друга, давая более или менее  правильные грани — структура письменная или пегматитовая. Если же при одновременном выделении минералы не прорастают друг друга, а соприкасаются, то получается структура аплитовая илипанидиоморфнозернистая (греч. pan - весь; в приставках - совсем), в которой все минералы более или менее идиоморфны, более или менее изометричны. Эту структуру называют иногда сахаровидной. 

Структуры осадочных пород

    Структура - важнейшая характеристика породы, выражающая ее зернистость (см. Фролов, 1992, стр 22,88). Надо сначала подразделить породы на визуально зернистые и  незернистые, "однородные". У яснозернистых отмечаются все стороны структуры: диапазон размеров зерен (от крупногo до самогo мелкоro видимогo), размер преобладающих преобладающей фракции зерен, степень равно- или разнозернистости, форма зерен и их соотношение (конформное или неконформное), если видно. Поскольку предел разрешения глазом около 0,05 мм (по другим данным - 0,1 мм), то визуально фиксируют этот размер (естественно, если такие зерна имеются в породе), а о более тонких фракциях породы или веществе гoворят в возможной форме. По преобладающему размеру называют породу, например, "среднезернистой". Если порода настолько разнозерниста, что преобладающую фракцию нельзя выделить, породу так и называют "разнозернистой". По мере увеличения содержания преобладающей фракции возрастает и степень сортировки от плохой и средней к хорошей и очень хорошей или степень равнозернистости (см. Фролов, 1992). Осадочные породы имеют структуры, отличные от магматических. Большая масса этих пород — породы обломочные, структура ихкластическая, т.е. порода состоит большей частью из обломков отдельных минералов или даже пород.

    К органическим осадочным породам  кластического же происхождения  применяются те же структурные обозначения, а в химических осадках, по самому способу их происхождения, могут  получиться структуры и кластического  характера, и аналогичные структурам пород метаморфических, и частично также изверженных.

    В осадочных породах нередки порфировые структуры: на фоне относительно микрозернистой или даже пелитоморфной массы выделяются крупные зерна (не больше 30-35%) - раковины, гальки или кристаллы, нередко идиоморфные. В последнем случае неправильно всегда делать вывод о их самом раннем выдлении: они могут быть и самыми последними в генерациях минералов, если минерал обладает большой кристаллизационной силой, например доломит в кальцитовой основной массе (Фролов, 1992). Я считаю, что употребление этого термина для кластических и органогенных пород недопустимо, его логичнее оставить для магматических и хемогенных пород во избежание путаницы.

    Визуально незернистые породы называются пелитоморфными, если они землисты, т.е. глиноподобны (трепела, опоки, мергели, алевролиты и т.д.), или афанитовыми, если они стекловаты, как обсидиан (яшмы, кремни, некоторые фарфоровидные известняки, фосфориты и др.).

    Форма зерен оценивается по степени  искаженности, например, мexaническими - разламыванием (дроблением), окатыванием  или химическими способами, а  также по стeпени идиоморфности. Выделяют неокатанные, плоxo-, средне-, хорошо и  очень хорошо окатанные зерна. Идиоморфные  зерна противопоставляют неидиоморфным, не выразившим свою форму, как бы "бесформенным", а также ксеноморфным, приобретшим  чужую форму (форму минерала, которого заместил данный или заполнил после  растворения). В осадочных породах  важна не только кристаллическая  форма, но и органогенная или натечно-коллоидная, конкреционная и др. (см. Фролов, 1992)

    Различают три или четыре типа конформных структур (см. табл.1).

 
 
Рис. 1. Структуры  осадочных пород  по соотношению зерен: 
1-3 - конформнозернистые и 4-6 - неконформнозернистые структуры: 1a - гипидиоморфная, 1б - гипидиобластовая с элементами биоморфной, 2а, 2б, 2в - гpaнo-, лепидо- и нематобластовые; 3 - механоконформная; 4 - обломочная, или кластическая; 5 - биоморфная раковинная; 6 - сфероагpeгатная, например оолитовая

    (по: Фролов, 1992)

    1. Гипидиоморфная (рис.1, 1а), в которой зернами являются кристаллы, последовательность выделения которых выражается их степенью идиоморфизма: ранние более идиоморфны, поздние приспосабливаются к промежуткам; образуется при кристаллизации из раствора, т.е. первично, подобно тому, как это происходит при кристаллизации из расплавов (граниты, габбро и др.).

    2. Гипидиобластовая (рис.1, 1б) внешне похожа на гипидиоморфную, но существенно отличается происхождением: она не первична, а вторична, возникает при метасоматозе или перераспределении вещества в твердой породе, например при доломитизации известняков. Доломит, обладая большей кристаллизационной силой по сравнению с кальцитом, способен образовать свою ромбоэдрическую форму даже в твердой, известковой породе, как бы раздвинуть или уничтожить кристаллы кальцита. Эта структура является промежуточной между гипидиоморфной и гранобластовой.

    3. Гранобластовая (рис.1, 2а), а в случае листоватой или волокнистой формы кристаллов -лепuдобластовая (рис.1, 2б) и фuбробластовая (нематобластовая, рис.1, 2в). Кристаллы не идиоморфны, а неправильны. Они образуются при бластезе - росте кристаллов в твердой породе, при раскристаллизации аморфногo вещества или перекристаллизации кремневых, карбонатных, глинистых и других пород. Структура, таким образом, вторична. Она также свойственна всем метаморфическим породам: гнейсам, сланцам, амфиболитам и т.д.

    4. Механоконформная (рис.1, 3), возникает при механическом приспособлении зерен друг к другу под давлением вышележащих слоев или стрессовым: более пластичные и менее крепкие зерна (слюды, обломки глин, сланцев, известняковв и т.д.) приспосабливаются к прочным (кварц, часто плагиоклазы, обломки кварцитов, кремней и др.), обжимаются вокруг них, прилегая плотно, без промежутков; прочные зерна часто вдавливаются в пластичные. Часто эти структуры конформны не полностью, так как степень механическогo приспособления бывает разной, варьирующей от 0 до 100%. Развивается структура по обломочной, раковинной и сфероагpегатной, реликты которых четко просматриваются.

    Неконформнозернистые  структуры характеризуются несоответствием  контуров у соседних зерен, и последние  не заполняют полностью пространство, часть eгo остается пустым (это пористость породы) или позже заполняется  цементом. Каждое зерно индивидуально, идиоморфно, зерна не приспособлены  друг к другу, и в породе возможно сближение зерен при уплотнении или перекристаллизации, при которых  развиваются уже конформнозернистые структуры, стирающие первичные. В  зависимости от формы и, следовательно, от способа образования зерен  различают три основных типа неконформных структур.

    1. Цельноскелетные биоморфные структуры  - раковинные, или ракушняковые (структурными элементами - зернами - являютcя раковины), ибиогeрмные - коралловые, строматолитовые и др., кoгдa захороняются скелеты обычно прикрепляющихся организмов (рис.1, 5).

    2. Сфероaгрегатные (рис.1, 6), и примыкающие к ним многoчисленные структуры в основном химическогo и биологическогo происхождения, когда структурными элементами служат обычно сферические тела - aгpeгaты мелких кристалликов или аморфные образования, сохраняющие свою первичную форму: оолитовая, бобовая, конкреционная, желваковая, окатышевая и т.д. Они широко распространены в карбонатных, фосфатных, алюминиевых, железных, марганцевых и других породах.

    3. Обломочные, или кластические, структуры (рис.1, 4): породы сложены обломками кристаллов, стекла, пород, органических остатков, т.е. имеют соответственно кристалло-, витро-, лито- и биокластическую структуру. Последняя нередко называется оргaногeнно-обломочной или органогeнно-детритовой. То, что зерна - обломки, видно по их контурам, которые представляют поверхности дробления с одной или разных сторон, первично целостногo кристалла, оолита, раковины или вулканическогo стекла. Обломочные структуры свойственны всем обломочным породам, большинству глинистых и фосфоритовых, многим карбонатным, бокситовым, эффузивным и дрyгим породам. Это самые распространенные осадочные структуры: ими обладают 60-70% осадочных пород или больше.

    Размер  зерен — 
вторая, а для обломочных пород - первостепенная сторона структуры. Хотя еще существует некоторый разнобой в понимании гpаниц гpанулометрических (гpеч.гранула - зерно) типов и классов, особенно в разных странах, все же большинство из них понимается одинаково или близко. Из двух основных требований к гранулометрическим классификациям - естественность границ и удобство в употреблении - в существующих классификациях обычно выполняется одно, так как в детальных классификациях совместить их трудно. Требование естественности гpаниц особенно важно для обломочных пород, слагающихся из зерен, переносившихся и откладывавшихся индивидуально, когда проявлялись качественные скачки между разными популяциями зерен. К гpанулометрии кластолитов приспосабливаются размерностные структуры и других пород, что упрощает и унифицирует структурный анализ осадочных пород в целом.

    По  размеру зерна все структуры, как и породы, прежде всего делятся  на три группы: яснозернистые (зерно которых видно не вооруженным глазом), и визуально воспринимаемые как сплошные, бесструктурные: скрытозернистые и незернистые, что и обозначается соответственно:пелитоморфные, т.е. глиноподобные, землистые (например, мергели, опоки, диатомиты), и афанитовые - стекловатые по виду (обсидианы, кремни, яшмы).

    Главное значение в связи с процессами образования обломочных пород имеет  величина обломков; поэтому различают  кластические структуры:

·  грубообломочные (ранее называли псефитовые, от др.-греч. psefos — камешек, голыш, галька), с величиной зерна больше 2 или 2,5 мм;

·  среднеобломочные (псаммитовые, от psammos — песок, с величиной зерна от 2,5 (2,0) до 0,05 (0,1) мм (для уточнения вместо этого термина используют: грубо-, средне-, мелкозернистые и т.д.) и

·  мелкообломочные, или пелитовые (pelos— глина) — зерна размером менее 0,05 (0,1) мм.

    Граница между последними 0,05 мм - предел разрешения глазом зернистости. С этой границей совпадает скачок свойств и в  породах: в более тонких осадках  появляется связность, резко подскакивает высота капиллярного поднятия и т.д. Естественное обоснование имеет  и граница 2 мм: более крупные обломочные породы практически только литокластические, т.е. состоящие из обломков пород, а  более мелкие чаще бывают кристаллокластическими, т.е. состоящими из обломков минералов.

    Граница 0,0001 мм (или 0,0002 мм) также естественна, так как отмечает верхний предел коллоидных растворов, не подчиняющихся  силе тяжести, имеющих один заряд  для всех частиц, снятие которых  вызывает коагуляцию коллоидногo раствора и осаждение. Это и предел разрешения световогo микроскопа, так как размер коллоидных частиц меньше половины длины  световой волны. Некоторое обоснование  раздела гравия и галек в 10 мм приводит Л.Б. Рухин (1969). Верхний предел галек (10 см) принимается без обоснования, а иногда егo отодвигают до 20 см.

    Важно отмечать габитус, или облик зерна: волокнистый, листоватый, уплощенный, призматический, кубический и т.д. Свою форму имеют и сохраняют или утрачивают не только кристаллы, но и раковины, сфероагрегаты, даже обломки пород и стекла. Описываются и все искажения или невыраженности идиоморфности: неправильность (в гранобластовых структурах), ксеноморфность (у псевдоморфоз, заполняющих объем замещенногo кристалла). Обычно выдляют зерна четырех типов:

1. изометричные, когда три поперечника зерна примерно равны между собой, или наибольший не превышает наименьший более чем в 1,5 раза;
2. удлиненные, когда два поперечника примерно равны между собой, а третий превышаer их более чем в 1,5 раза;
3. уплощенные, когда один из поперечников заметно (более чем в 1,5 раза) меньше двух остальных (разновидность - листоватые);
4. удлиненно-уплощенные, промежуточные между вторым и третьим типами.

    Из  вторичных изменений формы наиболее важны окатанность и регенерированность, а также изменение формы при  перекристаллизации. Окатанность оценивают  по тpex- или пятибалльной шкале и  нередко выражают в процентах. Зерна  мельче 0,05 мм практически никогда  не окатываются, так как переносятся  чаще вceгo во взвешенном состоянии. 
 

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 (соответственногранобластовая, лепидобластовая и нематобластовая структура).

    Наконец, весьма важна для распознавания  материнской породы, из которой произошла  данная метаморфическая, так называемая реликтовая(латинское relictus — оставленный, остаточный) структура, т.е. остающаяся в небольших участках метаморфической породы структура первоначальной породы. Обычно реликтовые структуры сохраняются в породах, подвергавшихся лишь низким ступеням метаморфизма. В метамагматических породах часто обнаруживаются лишь следы таких структур магматических пород, как офитовая, сферолитовая и др. В метаосадочных породах выделяются бластопсаммитовая, бластоалевролитовая и т.п. структуры. В некоторых случаях остаточные структуры сохраняются и в породах средних ступеней метаморфизма.

    Существует  еще одна группа структур метаморфических  пород — катакластические. Породы, подвергшиеся процессам деструктуризации, в дальнейшем легче перекристаллизовываются, и возникают типичные метаморфические породы.  

Текстуры  горных пород

    Текстуры, как и структуры, можно рассматривать  отдельно для каждого из классов  пород, но в таком случае будет  довольно много повторяющегося текста.

     Текстура - расположение зерен в породе - полнее всего  изучается в обнажении, менее  полно - в керне буровых скважин и в образцах. Текстура определяет не только многие физические свойства породы - проницаемость, крепость и раскалываемость, т.е. является самым выразительным признаком физической анизотропии породы, но и важнейшие генетические признаки, позволяющие восстанавливать динамику среды (воздушной или водной) - ее активность, характер движения (течения, волнения), eгo силу, направление и т.д. [см. Фролов, 1992]

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 илиполосчатая текстура, обусловленная параллельным расположением минералов, в строении которых должно быть ясно выражено направление — линейность или пластинчатость. Флюидальная текстура эффузивных пород, напоминающая отчасти линейную текстуру кристаллических сланцев и показывающая бывшее течение магмы, наблюдается в тех породах, в которых имеются минералы призматические, могущие запечатлеть течение лавы, и не видна там, где в тех же условиях отвердевания расплавленной массы минералы являются изометричными.

    По  способу заполнения пространства различаются плотные и пористые текстуры. При полном заполнении минералами (в том числе стеклом) породы занимаемого ею пространства получаются плотные текстуры; в противном случае имеют место пористые текстуры и т.д. Плотная - самая распространенная текстура не только метаморфических, но и магматических пород. Пористые текстуры более свойственны эффузивным и осадочным породам. Степень пористости или ее отсутствие у плотных пород, определяется по впитыванию воды в породу, по прилипанию к языку в случае капиллярной пористости, по весу породы (объемному весу) и рыхлости. На больших глубинах и под большим давлением пористость, конечно, должна исчезнуть. Если пустоты заполнены вторичным (чаще всего) материалом, то получаются миндалекаменные текстуры.

    Крепость, т.е. сопротивление разрушению (не путать с твердостью, определяемой у минералов), оценивается по тpex-, четырех- или пятибалльной шкале:

1. породы рыхлые (не держат форму, рассыпаются сами или при легком нажатии пальцами),
2. слабой крепости (рассыпаются в пальцах с нажатием),
3. средней крепости (не ломаются в руках, но легко разбиваются молотком),
4. крепкие (трудно разбиваются молотком) и
5. весьма крепкие (очень трудно разбиваются молотком).

                                             Текстуры осадочных пород

    Внутренние  текстуры, присущие всему объему породы, делятся на неслоистые и слоистые (см. Фролов, 1992). Описываются форма  слоистости, ее размер, степень выраженности (ритмичной сортировкой материалов, цветом, включениями или иным способом). Часто текстура лучше видна на выветрелой поверхности, которая вообще в осадочных породах изучается  весьма детально. Нередко в грубообломочных  породах флювиальный (или потоковый) характер движения воды выражен черепитчатым перекрытием гальками друг друга, что  позволяет определять направление  течения: поверхность галек наклонена (см. Фролов, 1992, ч.II, гл.13) против течения   
Рис. 2. Основные типы слоистости осадочных пород: а-б - косая однонаправленная, с прямыми (а) и вогнутыми (б) слойками и с параллельными серийными швами; в - косая разнонаправленная с клиновидными прямолинейными швами; г-е косоволнистая (с волнистыми ceрийными швами) однонаправленная (г), разнонаправленная (д), крупная и мелкая (е); ж-и - волнистая крупная, или мульдоо6разная (ж), мелкая волнистая в основном с симметричной волной (з, показаны две серии) и с асимметричной волной и оползневыми складками (и); к-м - гoризонтальная волнистая (гoризонтально-волнистая, (к), полого косая (косогоризонтальная, л) и cтpoгo гoризонтальная непрерывная и прерывистая (м)