Текстуры и структурные элементы метаморфических пород
В метаморфических породах, кроме новообразованных текстурных и структурных признаков, могут сохраняться и первичные. Степень сохранности первичных признаков осадочного или магматического происхождения зависит от интенсивности метаморфических и структурных преобразований. Текстурно-структурные признаки метаморфических пород можно подразделить на плоскостные, линейные и складчатые. ◙ К плоскостным структурным формам относятся полосчатость, кристаллизационная сланцеватость и кливаж. ● Полосчатость может быть первичной (ритмичная, градационная и косая слоистость, магматическая расслоенность и др.), метаморфическая (сегрегационная и др.), ложная косая (в полимилонитах), мигматитовая (артериты). Она выражена обычно переслаиванием (чередованием в разрезе) прослойков разной или одинаковой мощности, различающихся по минеральному и, соответственно, – вещественному составу и их соотношению. Полосчатые породы подразделяются на равномерно- и неравномерно-полосчатые, тонко-, средне- и грубополосчатые, ритмичнополосчатые и т.д. ● Кристаллизационная сланцеватость (гнейсоватость, гнейсовидность) в метаморфических породах – способность раскалываться на тонкие плитки и обусловлена параллельной ориентировкой пластинчатых, таблитчатых и игольчатых метаморфических минералов. В слоистых породах она обычно расположена согласно с напластованием. В гнейсах и сланцах, особенно монотонного состава, она является главным текстурным признаком, по которому можно судить о характере дислоцированности толщ пород.
Сланцеватость и полосчатость кристаллических сланцев и гнейсов относятся к типу плоско-параллельных текстур. В самой плоскости сланцеватости или полосчатости минеральные зёрна могут быть ориентированы как беспорядочно (плоскопараллельная текстура), так и параллельно друг другу (линейно-плоскостная и линейно-параллельная текстуры) (рис. 6.4). Плоскостной ориентировкой могут обладать, например, чешуйчатые (слюды) и таблитчатые минералы, а линейной – столбчатые минералы (кианит, актинолит и др.). ● Кливаж течения проявляется в менее метаморфизованных породах, похож на кристаллизационную сланцеватость, но отличается обычно от неё секущим положением к напластованию (см. гл.2, кливаж). ЛИНЕЙНОСТЬ Линейность – описательный, а не генетический термин и применяется для обозначения линейных структур любого типа как внутри горной породы, так и на её поверхности. Она может иметь микроскопические, макроскопические и даже региональные размеры (например, шарниры крупных линейных складок). ◙ К линейным структурным формам метаморфических пород относятся: 1 – минеральная и агрегатная линейность; 2 – будинаж-структуры, линейно-линзовые и линейно вытянутые обломки агматитов и гальки конгломератов (рис. 6.6); 3 – карандашная отдельность; 4 – линии пересечения плоскостей (рис. 6.7); 5 – борозды и штрихи; 6 – кинк-банды (кинк-зоны) (рис. 6.8); и т.д. Основные виды линейности по Э. Клоосу (1958) приведены на рис. 6.5 и в табл. 1.
Сводка терминов, применявшихся в литературе для описания линейности разных типов и видов, по Э.Клоосу (1958). Табл. 1
Соотношение разных типов линейности и других структурных элементов с крупными складками показано на примере крыла крупной складки (рис. 6.6).
● Минеральная и агрегатная линейность выражена линейно ориентированным расположением кристаллов минерала или минеральных агрегатов, сложенных мелкими зёрнами одного (амфибола, пироксена, граната и др.) или нескольких минералов (кварц-полевошпатовые и др.). ● Линейно-линзовые и линейно-вытянутые обломки агматитов и гальки конгломератов являются также линейными структурными элементами и наблюдаются обычно в агматитах и конгломератах, интенсивно рассланцованных в условиях вязко-пластического сдвига. Соотношение величин поперечного сечения деформированных галек к длине может достигать 1/10/40, соответственно осям деформации. ● Борозды и штрихи (бороздчатость или желобчатость), а также бугорчатость или ребристость часто встречаются вметаморфических породах и наблюдаются в плоскостях сланцеватости в виде линейно ориентированных бугорков и бороздок длиной от 5-10 мм и до десятков см. Направление их обычно совпадает с минеральной линейностью, образованной удлинённо-призматическим минералами или вытянутыми скоплениями минеральных агрегатов.
● Линейность пересечения плоскостей весьма широко распространена (рис. 6.7), однако не все пересечения имеют существенное значение. Кливаж течения и слоистость пресекаются по линии, параллельной оси складок; кливаж течения и более поздний кливаж разлома могут пересекаться по этой линии, если они относятся к одному акту деформации, а также, если не менялся план деформаций. Благодаря наличию слабых смещений по поверхностям в пересечениях разных типов кливажа нередко образуется плойчатость и мелкая волнистость (кренуляционные складки). В результате пересечения поверхностей могут образовываться желобчатость, полоски, ленты и плойчатость. Кливаж течения (S2) обычно ориентирован под большим углом к слоистости (S1) и приводит к образованию плойчатости на поверхности слоистости, параллельной оси складки b. Кливаж разлома (S3) также пересекается со слоистостью по b, но он выражен менее отчётливо.
Поперечные трещины (S4) расположены с большими интервалами и почти перпендикулярны к оси b. Они образуют поперечную ограничивающую поверхность блока и наблюдаются на поверхности слоистости в виде тонких линий, параллельных падению. ● Кинк-банды (кинкбенды, кинк-зоны) образуются обычно в поздние фазы деформации. Шарниры этих складок, также являются линейными структурами и могут изучаться и использоваться для определения направления осей деформации (рис. 6.8). Геометрия и кинематика образования структур кинкбенд рассматривалась в многочисленных работах. ● Карандашная отдельность наблюдается часто в карандашных или стебельчатых гнейсах, в которых все минералы ориентированы в одном направлении в виде линзовидных или округлых в поперечном сечении линз или карандашей. Соотношение величины поперечного сечения к длине может достигать 1/40. При изучении разных типов линейности необходимо выявлять их возрастные взаимоотношения. Почти все виды линейности могут развиваться параллельно друг другу в один акт деформации. Но есть виды линейности, которые развиваются последовательно. Например, при образовании складки наблюдается следующая последовательность процессов: 1) при изгибе происходит скольжение по поверхностям слоистости, в крыльях разлинзование, плойчатость, изгибы; 2) течение в направлении параллельном осевой плоскости складки приводит к образованию кливажа течения и b-линейности (параллельно шарниру складки), иногда a-линейности, параллельной осевой плоскости складки; 3) усиление течения приводит к раскатыванию и разлинзованию по оси a и b; 4) после диагенеза формируются линии пересечения кливажа течения, разлома с S0 параллельно оси b иногда параллельно оси a; 5) образование трещин, борозд скольжения; 6) метаморфизм и сопутствующие метаморфизму структурные элементы, формирующиеся в разных условиях. Ориентировка линейности по оси a или b обусловлена условиями деформации. Считается, что растяжение по оси a больше, чем по оси b. В общем случае с линейными складками связаны обычно две системы линейности: a-линейность, лежащая в плоскости новообразованной сланцеватости и ориентированная под большим углом к шарнирам, и b-линейность, параллельная шарнирам. (Примечание: в последние годы в зарубежной литературе подa-линейностью стали понимать линейность растяжения, а под b-линейностью – линейность вращения, независимо от их положения относительно элементов складки.) БУДИНАЖ-СТРУКТУРЫ ● Будинаж-структуры впервые выделил и описал Макс Лоэст в 1909 году. Будинаж-структуры образуются в процессе будинажа. Будинаж (фр. boudin – валик, колбаса) – вид деформации отдельных слоёв, пластов и жил в неоднородно-слоистых средах (горные породы, осадки, жилы, дайки, расплавы и т.д.), заключающийся в разделении их на будины (блоки, линзы и т.д. разнообразной морфологии), а также в образовании раздувов и пережимов (рис. 6.9 – 6.11). Морфология будин. Будины могут быть отделены друг от друга или соединены тонкими пережимами (шейками). Длинная ось будины почти всегда ориентирована параллельно другим линейным текстурам. Пространство между будинами заполняется облекающим пластичным материалом, а также жильным веществом (кальцитом, кварцем, гранитом и др.). Будинаж является результатом растяжения жестких слоёв под действием различных сил, возникающих при раздавливании и течении под давлением пластичных слоёв, облекающих жёсткие.
В зависимости от стадийности образования выделяется несколько разновидностей будинаж-структур: 1 – эмбриональные (неполный разрыв и будины соединены шейками); 2 – блоковые (будины представлены отдельными блоками остроугольной формы); 3 – нормальные (будины приобретают бочонкообразную форму); 4 – линзовые (будины имеют линзовидный облик). Это элементарные формы будин. В природе же структуры будинаж характеризуются исключительным разнообразием форм и размеров (рис. 6.12 - 6.22). Будины могут образовываться при раздавливании более жёсткого слоя, в однородной (рис. 6.12) или слоистой среде (рис. 6.13), за счёт замковых частей изоклинальных складок (рис. 6.16.), из групповых складок волочения (рис. 6.15). Они могут иметь однородное строение (рис. 6.14, 6.15) либо зональное или зонально-концентрическое (рис. 6.16, 6.21, 6.22), за счёт неоднородной слоистой среды, либо посредством минеральных преобразований. Иногда межбудинное пространство может подвергаться раздавливанию и разрыву с последующим включением его в будину (рис. 6.15) либо с «заглатыванием» (рис. 6.19). Будины могут иметь в поперечном сечении разнообразные формы: с признаками вращения – заворачивания (рис. 6.20), s-образные, z-образные и т.д. (Кудрин, 1982). Морфология будин обусловлена многими факторами и два самых главных из них: 1) наличие неоднородной слоистой среды с послойно различными физическими свойствами (прочностью, пластичностью, упругостью и т.д.); 2) воздействие на эту среду или возникновение в ней напряжений сжатия и растяжения, вызывающих послойные деформации течения, разрыва, скалывания, выжимания и нагнетания. По положению деформаций сжатия относительно плоскостей напластования будинаж подразделяется на: а) будинаж выжимания (сжатие ориентировано перпендикулярно по отношения к плоскостям напластования); б) будинаж нагнетания (сжатие ориентировано параллельно по отношения к плоскостям напластования).
Изучение ориентировки будин имеет важное значение при исследовании метаморфических пород, претерпевших складчатость.
В пределах крупной складки или складчатой зоны она может быть разной (рис. 6.23): 1) ориентировка будин по нормали к шарнирам складок широко распространена); 2) ориентировка диагонально к шарнирам складок: а) склоняющаяся в сторону погружения шарнира складки; б) склоняющаяся в направлении, обратном погружению шарнира складки; в) склоняющаяся в двух пересекающихся направлениях (первые два типа встречаются намного чаще, чем третий); 3) ориентировка параллельна шарнирам складок (имеет подчинённое развитие по сравнению с первыми двумя типами (Тохтуев, 1967). Генетические типы и размеры будинаж-структур. Выявлено четыре генетических типа будинаж-структур, образующиеся: 1) при гипергенезе (диагенетические, оползневые, ледниковые, морские, озёрные и речные); 2) при тектогенезе осадочных толщ (соскладчатый и приразрывный); 3) при метаморфизме (региональном, регрессивном, ультраметаморфизме) и метасоматозе; 4) при магматизме в процессе застывания плутонов, даек и потоков лав. В метаморфических толщах пород однозначно устанавливается только третий тип будинаж-структур. В зависимости от размеров будинаж-структур выделяется четыре типа будинажа: 1. Микробудинаж встречается в весьма тонкополосчатых породах (в джеспилитах, яшмах и др.), в которых мощность слойков измеряется долями миллиметра, и распространён ограниченно. Устанавливается в основном под микроскопом и составляет петрографические структуры и текстуры. 2. Мезобудинаж включает будинированные слои мощностью от 1 мм до 1 см. Это наиболее распространённый морфометрический тип – встречается почти во всех дислоцированных неоднородно-слоистых толщах. В отдельных случаях определяет текстуру породы, но поскольку образуется вследствие тектонических деформаций, то прежде всего является тектонической структурой. 3. Макробудинаж объединяет будинированные слои и толщи мощностью от 1м до 1 км и широко распространён в областях интенсивного регионального метаморфизма и ультраметаморфизма. 4. Мегабудинаж включает огромные будины мощностью более 1 км, которые могут выявляться при объёмном картировании, по данным геофизических разведок и др. Морфокинематическая классификация будинаж-структур. Как уже отмечалось выше, морфология будин зависит от физических свойств пород, характера и длительности процессов деформации пород и термодинамических параметров их проявления. Поэтому для познания всех особенностей и характерных черт будинажных форм не обходимо изучение как плоскостных, так и объёмных форм будин. Поперечные сечения будин дают представления не только о плоскостной их форме, но и о характере и геологических условиях образования будинажа (тип деформации – пластичная или разрывная, тип разрыва – скалывание или отрыв, интенсивность деформации, характер и форма межбудинных пережимов, состав и очертания минеральных новообразований в межбудинных участках и т.д.). Объёмные формы позволяют установить точную ориентировку будин в пространстве. Закономерности размещения структур-будинажа в пространстве имеет исключительно важное значение для установления их взаимосвязи с другими структурными формами – складками, разрывными нарушениями, кливажём, линейностью и т.д. С учётом всех этих факторов были разработаны (Тохтуев, 1967) морфокинематическая классификация плоскостных (в поперечном сечении) форм структур-будинажа (Табл. 6.2.) и объёмных форм структур-будинажа (Табл. 6.3). Табл. № 6.2. Морфокинематическая классификация плоскостных форм будинаж-структур
Табл. № 6.3. Морфокинематическая классификация объёмных форм будинаж-структур.
◙ Складчатые структурные формы метаморфических пород по масштабу проявления разделяются на мега-, мезо-, макро-, и микромасштабные. При геологическом картировании большеее внимание уделяется выделению мезо- и макромасштабных форм. 1. К мегамасштабным структурам относятся складчатые зоны, крупные складки (антиформы, синформы и нейтральные складки), блок синклинории и блок антиклинории, наложенные складчатые структуры, купола, тектонические покровы и т.д., т.е. структуры, размер которых от сотен метров до десятков и сотен километров. 2. К мезомасштабным структурам относятся крупные складки, связанные с пликативными и разрывными деформациями, купола и т.д., т.е. структуры, размер которых от первых метров до сотен метров. 3. К макромасштабным структурам относятся: птигматиты,мелкие складки, складки послойного течения (складки течения и волочения), секущие структуры перераспределения (течения) материала (кливаж секущий, кренуляционный кливаж, сланцеватость, мелкие сдвиговые складки и т.д.), колчановидные складки (sheath folds). 4. К микромасштабным структурам относятся микроскладки и другие структуры, которые определяются и изучаются в ориентированных шлифах горных пород, претерпевших деформации при метаморфизме.
Популярное: Как построить свою речь (словесное оформление):
При подготовке публичного выступления перед оратором возникает вопрос, как лучше словесно оформить свою... Генезис конфликтологии как науки в древней Греции: Для уяснения предыстории конфликтологии существенное значение имеет обращение к античной... Модели организации как закрытой, открытой, частично открытой системы: Закрытая система имеет жесткие фиксированные границы, ее действия относительно независимы... ©2015-2024 megaobuchalka.ru Все материалы представленные на сайте исключительно с целью ознакомления читателями и не преследуют коммерческих целей или нарушение авторских прав. (600)
|
Почему 1285321 студент выбрали МегаОбучалку... Система поиска информации Мобильная версия сайта Удобная навигация Нет шокирующей рекламы |