книги / Структурная геология

ЛИТЕРАТУРА

1.Бахтеев М. К. Краткий курс лекций по структурной геологии. М.: МГГА, 1998. С. 120.

2.Белоусов В. В. Основы структурной геологии. М.: Недра, 1985. 208 с.

3.Белоусов В. В. Структурная геология. М.: МГУ, 1961. 207 с.

4.Донских В. В., Зелепугин В. Н., Кронидов И. И. Методика геологической съемки древних вулканов. Л.: Недра, 1980. 278 с.

5.Коптев-Дворников В. С., Яковлева Е. Б., Петрова М. А. Вулканогенные породы

иметоды их изучения. М.: Недра, 1967. 331 с.

6.Лучицкий И. В. Палеовулканология. М.: Наука, 1985. 276 с.

7.Макдональд Г. Вулканы. М.: Мир, 1975. 431 с.

8.Михайлов А. Е. Структурная геология и геологическое картирование. М.: Недра, 1984. 463 с.

9.Лабораторные работы по структурной геологии, геокартированию и дистанционным методам. / Под ред. А. Е. Михайлова. М.: Недра, 1988. 197 с.

10.Полевая геология. Справочное руководство в 2 т. / Под ред. В. В. Лаврова, А. С. Кумпана. М.: Недра, 1989. 400 с., 455 с.

11.Ритман А. Вулканы и их деятельность. М.: Мир, 1964. 437 с.

ГЛАВА 11

ФОРМЫ ЗАЛЕГАНИЯ МЕТАМОРФИЧЕСКИХ ПОРОД

Под метаморфизмом понимают преобразование осадочных и магматических пород под действием следующих факторов:

•давления, всесторонего (литостатического) или односторонего (стрессового);

•температуры;

•флюидов.

В зависимости от значений действующих на исходные породы (протолиты) давлений выделяют три типа метаморфизма:

1)низких давлений;

2)средних давлений;

3)высоких давлений.

К первому типу относят контактовый метаморфизм — преобразование пород на контакте интрузивного тела и вмещающих пород. Главными факторами метаморфизма в этом случае являются: температура и гидротермальные растворы. Примером подобных метаморфических пород являются роговики по глинистым породам, скарны — по известнякам, кварциты — по песчаникам.

Второй тип соответствует в традиционном понимании региональному метаморфизму. При нем преобразованию подвергаются породы на больших территориях. Отсюда и название — региональный. В его рамках по температуре преобразования пород выделяют фации: зеленосланцевую — низкотемпературную; эпидот-амфиболитовую и амфиболитовую — среднетемпературные; гранулитовую — высокотемпературную.

Третий тип делится на низкотемпературный и высокотемпературный метаморфизмы. Первый обычно происходит в зонах надвигов и тектонических покровов, где перемещение блоков сопровождалось возникновением высоких давлений и как следствие — образованием высокобарических пород — глаукофановых и голубых сланцев. Глаукофановые сланцы состоят из глаукофана, жадеита, кварца, лавсонита и др. Голубые сланцы по составу близки к предыдущему виду, но отличаются от него голубым цветом, кото-

рый им придает щелочной амфибол. Высокотемпературный метаморфизм происходит на больших глубинах с образованием характерных для данных условий пород — эклогитов. Эклогит представляет собой высокобарическую глубинную породу, состоящую в основном из пироп-альмандин-гроссуляро- вого граната и пироксена-омфацита.

Среди пород, подвергшихся метаморфизму, рекомендуют выделять метаморфизованные, у которых сохранились или угадываются элементы структуры и состава протолита (исходной породы). У метаморфических пород признаки протолитов уничтожены, и протолит невозможно установить.

При реконструкции первичного состава пород, подвергшихся метаморфизму, важнейшими критериями являются: геологические условия залегания пород; парагенетические ассоциации слагающих породы минералов; первичные (реликтовые) текстуры и структуры; химический состав как породы в целом, так и отдельных минералов; состав акцессорных минералов. Описание методики определения протолитов метаморфических пород выходит за рамки настоящего учебника.

11.1. ОСОБЕННОСТИ МЕТАМОРФИЧЕСКИХ ПОРОД

Метаморфические породы являются крайне сложными объектами для изучения. Это обусловлено целым рядом причин, среди которых необходимо отметить следующие.

1.В метаморфических породах затушевываются или полностью уничтожаются признаки исходных пород (протолитов). Изменяется минеральный состав, преобразуется структура породы, трансформируется текстура, у осадочных пород исчезает слоистость и на ее место приходит полосчатость. Ранее массивная однородная интрузивная порода приобретает сланцеватость

иполосчатость. В таких условиях очень трудно установить, какая исходная порода подверглась метаморфизму, как она залегала до метаморфизма. Отсутствие данной информации не позволяет точно восстановить историю формирования района, сложенного метаморфическими комплексами.

2.Метаморфические толщи имеют большую мощность, измеряемую сотнями метров и даже несколькими километрами. Это обстоятельство сильно затрудняет изучение метаморфических толщ. Их невозможно исследовать как в одном, так и в группе сближенных обнажений. Для их полной характеристики необходимо проводить геологическое изучение большой площади.

Факт больших мощностей метаморфических подразделений может иметь несколько объяснений. Возможно, действительно в раннем докембрии (именно в это время образовалась подавляющая часть метаморфических пород) накапливались огромные мощности осадочных толщ, которые затем преобразовывались в метаморфические породы. Это вполне реально, учитывая продолжительность формирования исходных толщ в докембрии. В пользу

данной точки зрения свидетельствуют мощные толщи (до 20–25 км) осадочных и вулканогенно-осадочных пород в подвижных поясах фанерозоя. Вторая возможная причина — это удвоение или утроение мощности за счет наложенной складчатости. В этом случае если метаморфические породы деформировались дважды с образованием лежачих складок, то мощность увеличивается в 4 раза. На рис. 11.1 пачка метаморфических пород мощностью 15 метров дважды сминается в лежачие изоклинальные складки, в результате чего мощность ее «возрастает» в 4 раза и составляет 60 м. Часто установить, что мы имеем дело с многократно деформированной толщей невозможно, и учетверенную мощность легко принять за истинную. По данным ряда геологов, метаморфические породы могли испытывать до 10 фаз складчатости. Такое «увеличение» мощности в принципе может происходить, но в метаморфических породах редко выделяются крупные, протяженные складки, тем более лежачие. Это ставит под сомнение данную причину увеличения мощности пород.

Рис. 11.1. Одна из возможных причин образования больших мощностей метаморфических толщ — за счет многократного смятия в лежачие складки:

I — толща пород до деформаций (мощность 15 м); II — толща пород, смятая в лежачую складку (мощность 30 м); III — толща пород смятая дважды в лежачие складки (мощность 60 м)

Следующей причиной больших мощностей метаморфических подразделений может быть сам процесс метаморфизма. Если до него в разрезе протолитов (исходных пород) можно было выделить множество стратиграфических подразделений (свит, серий), каждое из которых отличалось относительно небольшой мощностью, то метаморфизм затушевал, уничтожил ранее существовавшие различия. Толща стала выглядеть монотонной, и столь большое количество подразделений, как до метаморфизма, уже нельзя выделить по различиям состава пород. Фауна же, по которой можно расчленить толщу, в большинстве случаев в метаморфических, особенно докембрийских, породах отсутствует. В итоге выделяются относительно однородные стратиграфические подразделения огромной мощности.

3. Метаморфические породы отличаются значительными, многофазными как пликативными (складчатыми), так и дизъюнктивными (разрывными) деформациями.

По морфологии полосчатость может быть прямолинейная, волнистая (ленточная), линзовидная. По степени выраженности: контрастная, неконтрастная. По генезису — метаморфическая, мигматитовая и милонитовая.

По генезису выделяют полосчатость собственно метаморфическую, связанную с перераспределением вещества и минералов в ходе метаморфизма (преобразования протолита). В этом случае полосы протяженные, примерно одинаковой мощности (чаще всего миллиметры) по всей длине. Меланократовые и лейкократовые полосы не будут пересекать друг друга. Полосчатость будет средней контрастности. Полосы четко угадываются, но очень резкой границы между ними нет.

Мигматитовая полосчатость, связанная с образованием мигматитов, чаще всего обусловлена послойным внедрением расплавов кислого состава.

Вэтом случае вновь образованные полосы будут светлые. Для такой полосчатости характерны контрастные контакты. Полосы непротяженные, они могут выклиниваться, пересекать меланократовые прослои и линзы. Толщина отдельных полосок будет колебаться от миллиметров до нескольких сантиметров.

Милонитовая полосчатость обусловлена тектоническими подвижками по крупным разрывным нарушениям. В этом случае первоначальная порода, даже массивная на вид, приобретает полосчатость и напоминает гнейс. Наблюдается чередование относительно ненарушенных массивных полосок и полосок, как правило, более светлых, за счет более тонкого перетертого материала. Особенностью такой гнейсовидности является то, что она проявлена только в зоне крупного разрывного нарушения. С удалением от него можно увидеть, как постепенно исчезает полосчатость и порода становится массивной. Ориентировка такой полосчатости совпадает с ориентировкой тектонической зоны.

Сланцеватость. Под сланцеватостью понимают ориентированное расположение таблитчатых, пластинчатых и чешуйчатых минералов. Они располагаются в одной плоскости, и при ударе порода раскалывается по трещинам, которые возникают параллельно пластинкам и чешуйкам минералов. На фото 11.2 видно, что разрушение глиноземистых серицит-кианитовых сланцев идет по сланцеватости.

Будинаж — разлинзование пород, приводящее к расчленению пластовых и пластообразных тел на изолированные блоки в процессе деформаций. Он происходит при действии поперечных напряжений на толщу пород, в разрезе которой чередуются породы с разными физико-механическими свойствами. Чаще всего это чередование пластичных и хрупких метаморфических пород: глинистых сланцев и кварцитов; кристаллических сланцев и амфиболитов.

Врезультате поперечных сжимающих напряжений пластичные породы (сланцы) деформируются без нарушения сплошности, а хрупкие породы (кварциты, амфиболиты) разрываются на куски, разлинзовываются (превращаются в будины) и растаскиваются по разрезу, оказываясь разобщенными.

Механизм образования будин показан на рисунке 11.2. На нем видно, как неоднородная по составу толща пород деформируется и самый хрупкий элемент разреза — амфиболит растаскивается на будины. В зависимости от особенностей систем трещиноватости, развитых в толще пород, величины сжимающих сил и физико-механических свойств хрупких пород будины бывают: линзовидные, прямоугольные, косоугольные, неправильной формы (рис. 11.3).

Фото 11.2. Сланцеватость в глиноземистых (серицит-кианитовых) сланцах. Ириногорская свита, Северная Карелия

Рис. 11.2. Деформация пачки метаморфических пород: пластичных кристаллических сланцев и хрупких амфиболитов:

А — пачка пород до деформации; Б — начальная стадия деформации, когда хрупкие амфиболиты на отдельных участках испытывают сильное утонение перед разрывом; В — разрыв амфиболитов и растаскивание их на фрагменты — будины. 1 — амфиболиты; 2 — кристаллические сланцы; 3 — направления сжимающих усилий

В метаморфических породах широко развиты подобные складки, с увеличенной мощностью в замке. Это связано с тем, что в образовании складчатости существенную роль играют деформации пластического течения вещества, под действием которого и происходит перетекание вещества в замковую часть складок.

По соотношению крыльев выделяют складки изоклинальные (крылья параллельны) и нормальные (крылья наклонены в разные стороны относительно осевой поверхности).

По положению осевой поверхности складки встречаются прямые, опрокинутые; большую роль играют лежачие складки (фото 11.8). Часто характерна дисгармоничная разнопорядковая складчатость (фото 11.7).

Фото 11.7. Дисгармоничная складчатость в породах Хетоламбинской свиты (Северная Карелия)

Метаморфические породы неоднократно деформируются, поэтому возникшие ранее складки сминаются снова. В самом простом случае, в результате двух этапов деформаций образуются ныряющие складки (рис. 11.4).

Рис. 11.4. Двухфазная деформация метаморфической пачки пород:

I — толща до деформации, к ней прикладываются продольные сжимающие напряжения (F1); II — пачка смята в лежачую изоклинальную складку (ОР1 — осевая поверхность); III — лежачая изоклинальная складка, подвергшаяся повторной (второй) фазе складчатости (ОР1 — изогнутая, или ныряющая, осевая поверхность складки первой фазы; ОР2 — недеформированная осевая поверхность складки второй фазы)