Ковалёв С.Г. (и др.) Общая геология с основами гидрогеологии и гидрологии

Подождите немного. Документ загружается.

311

гие метаморфические фации – амфиболитовую, эпидот-амфиболитовую,

зеленосланцевую, цеолитовую. Переход от пород низших ступеней мета-

морфизма к высшим называют

прогрессивным метаморфизмом. Если уже

метаморфизованная порода подвергается воздействию более низких тем-

ператур и давлений, то говорят о

регрессивном (ретроградном) мета-

морфизме

, или диафторезе.

Существуют породы, наиболее характерные для разных ступеней ме-

таморфизма. Так, для низшей ступени типичны зеленые сланцы, образо-

вавшиеся за счет базальтовых туфов и лав (рис. 106). Их зеленоватая ок-

раска обусловлена развитием хлорита и эпидота. Для фации зеленых слан-

цев также типичны филлиты, сложенные очень мелкими (меньше 1 мм)

зернами кварца, чешуйками серицита и хлорита. Два последних минерала

придают филлитам шелковистый блеск на плоскостях сланцеватости.

Хлорит-серицитовые сланцы образуются при метаморфизме глинистых

пород и для них типичны хлорит и слюда – серицит (мелкие чешуйки

мусковита), а также кварц.

Рис. 106. Минеральные фации

базитов и метабазитов (Циф-

ры в кружках: 1–метамор-

физованных порфиритов и

цеолитсодержащих пород, 2–

кальцит-хлоритовых и пре-

нит-пумпеллиитовых сланцев,

3–зеленых эпидот-актинолит-

хлоритовых сланцев, 4–зеле-

ных и голубых альмандино-

вых и спессартиновых слан-

цев, 5–эпидотовых амфиболи-

тов, 6–гранат-эпидотовых ам-

фиболитов, 7-8–роговиков (7–

роговообманковых, 8–пирок-

сен-плагиоклазовых), 9–амфи-

болитов, 10–двупироксен-

плагиоклазовых сланцев, 11–гранатовых и клинопироксен-гранатовых ам-

фиболитов, 12–гранат-двупироксен-плагиоклазовых сланцев, 13–амфибол-

цоизитовых эклогитов, 14–амфиболовых эклогитов, 15–кварцсодержащих

эклогитов, 16-17–коэситсодержащих эклогитов, (16–графитоносных, 17–

алмазоносных). Показано высокотемпературное положение солидуса долери-

та, габбро и эклогита (по А.А.Маракушеву)

К низким ступеням метаморфизма относятся весьма необычные поро-

312

ды – глаукофановые, или голубые сланцы с типичным для них минералом

– голубой роговой обманкой. Особенностью формирования этих пород

является обстановка низких температур 200–400°С и очень высоких дав-

лений – до 1200 МПа, а это отвечает глубине в 40 км, если брать литоста-

тическое давление. Но на такой глубине должна быть высокая температу-

ра. Однако в сильно метаморфизованных, древних докембрийских поро-

дах голубые сланцы отсутствуют, хотя, судя по огромному давлению, они

должны были бы там быть. Эти голубые сланцы являются результатом

очень сильного стресса, т. е. одностороннего, а не литостатического дав-

ления, возникшего в условиях формирования крупных надвигов и покро-

вов. Поэтому голубые сланцы образуют вытянутые полосы, согласно про-

стиранию крупных разломов, и характерны для зон субдукции.

К средним ступеням метаморфизма относятся разнообразные кристал-

лические сланцы и амфиболиты. Кристаллические сланцы – полосчатые

породы, состоящие из кварца, полевых шпатов и слюд, образующихся как

по осадочным породам – песчаникам и глинам (парагнейсы), так и по маг-

матическим – ортогнейсы. Амфиболиты состоят из роговой обманки и

плагиоклазов, иногда с биотитом и эпидотом, и формируются за счет ме-

таморфизма базальтов и габбро – основных изверженных пород (ортоам-

фиболиты) и карбонато-глинистых пород (параамфиболиты).

Амфиболитовая фация метаморфических пород образуется при темпе-

ратурах 500–700°С и давлениях 200–800 МПа. При таких высоких темпе-

ратурах породы начинают испытывать частичное плавление в отдельных

тонких слоях с образованием мигмы (от греч. «мигма» – смесь), а вся по-

рода превращается в мигматит – полосчатые метаморфиты, в которых

чередуются полоски гранитного состава (мигма) с полосками темноцвет-

ных минералов, еще не вовлеченных в плавление.

К высшей ступени метаморфизма относится гранулитовая фация (тем-

пература 700–1000°С, давление 400–1200 МПа, глубина 10–40 км). Харак-

терными породами этой фации являются гнейсы, двупироксеновые и кри-

сталлические сланцы и эклогиты. Гнейсы состоят из кварца, ортоклаза,

плагиоклаза, граната, кордиерита, пироксена, замещающего роговые об-

манки и слюды. Гранулиты образуются за счет как первично-магмати-

ческих, так и осадочных пород. Эклогиты сложены пироксеном (омфаци-

том) и пироповым гранатом и представлены плотными, тяжелыми поро-

дами, типичными для глубоких частей земной коры.

Таким образом, повышение температуры, давления и привнос флюи-

дов изменяют первично-осадочные и магматические породы и превраща-

ют их в метаморфические различных фаций и ступеней. Усиление дейст-

вия этих факторов в конце концов приводит к плавлению наиболее легко-

плавких компонентов породы, а потом и полному плавлению. Этот про-

313

цесс носит название

ультраметаморфизма. В результате его действия

могут образоваться граниты, а сам процесс называют анатексисом (от

греч. «тексис» – плавление, «ана» – высшая ступень).

Изменения в первичных породах при метаморфизме. Процессы и фак-

торы метаморфизма приводят к изменению минерального состава мате-

ринской породы. Например, при реакциях дегидратации происходят сле-

дующие превращения минералов:

мусковит + кварц

→ силлиманит + калиевый полевой шпат + вода;

каолинит

→ андалузит + кварц + вода.

Новые минералы возникают в результате химических реакций, а также

перекристаллизации минералов первичной породы, которые приобретают

новую форму и размеры. В связи с увеличением температуры начинается

миграция, диффузия ионов сначала вдоль границ зерен минералов, а затем

и внутри их, где небольшие ионы прокладывают себе путь между более

крупными. Этот процесс происходит в твердом состоянии и называется

метасоматозом. В породах средней и высокой степени метаморфизма

можно встретить крупные, кристаллографически хорошо выраженные

новые минералы, не типичные для первичной породы. Такие минералы

или их скопления диаметром в несколько сантиметров называют

порфи-

робластами

Если при метаморфизме химический состав породы не меняется, то

говорят об

изохимическом метаморфизме, а если изменяется – об аллохи-

мическом

. Но не только одни минералы замещаются другими. Происхо-

дит изменение структуры, текстуры и наступает полная перекристаллиза-

ция первичной породы. Чешуйки слюды – биотита, мусковита, серицита –

приобретают ориентировку в пределах плоскостей, а если минералы, на-

пример, амфиболы, имеют игольчатую форму, то длинной осью они ори-

ентируются в одном направлении, образуя линейную текстуру. В резуль-

тате метаморфическая порода приобретает сланцеватую текстуру.

Типы метаморфизма. Метаморфизм, который проявляется на огромных

площадях, называется региональным. В других случаях метаморфические

изменения захватывают ограниченные участки, тогда метаморфизм называют

локальным.

Региональный метаморфизм является наиболее распространенным, про-

являясь на площадях в сотни тысяч км

. Он обусловлен погружением ре-

гиона на глубины, достаточные для воздействия на толщи первичных пород

высоких температур, всестороннего (литостатического) давления и флюи-

дов. Такие метаморфические толщи развиты на древних щитах платформ,

например на Балтийском и Украинском в пределах Восточно-Европейской

платформы; на Алданском – Сибирской платформы и др. Архейские поро-

ды возрастом свыше 2,5 млрд. лет метаморфизованы во всех регионах Зем-

314

ли; протерозойские – возрастом 2,5–0,57 млр. лет – избирательно, а фанеро-

зойские породы моложе 0,57 млрд. лет – только в складчатых областях и в

тех структурах, которые подверглись наибольшему давлению и темпера-

турному воздействию. Поэтому в складчатых структурах можно наблюдать,

как одновозрастные толщи аргиллитов переходят в глинистые сланцы, за-

тем в филлиты, кристаллические сланцы и, наконец, в гнейсы.

Локальный метаморфизм проявляется на ограниченных площадях и

подразделяется на контактовый и динамометаморфизм (дислокационный).

Контактовый метаморфизм развивается в контактах интрузивных

массивов, внедряющихся в любые толщи пород, воздействие на которые

осуществляется температурой и флюидным потоком. Ширина и площадь

контактового (экзоконтактового) ореола зависят от типа, состава интру-

зивного тела и его температуры. Небольшие дайки и силлы характери-

зуются экзоконтактами, имеющими мощность от нескольких сантимет-

ров до нескольких метров. Крупные гранитные массивы хотя и облада-

ют невысокой температурой, но благодаря энергичному флюидному воз-

действию на вмещающие породы имеют обширные (до нескольких ки-

лометров) контактовые зоны, в которых наблюдается закономерная сме-

на парагенезов минералов от высокотемпературных вблизи интрузивно-

го массива до низкотемпературных вдали от него. Чем выше температу-

ра интрузивного массива, тем в контактовых ореолах развиты более вы-

сокотемпературные метаморфические породы. Среди пород контактово-

го метаморфизма наиболее распространены роговики, массивные тем-

ные породы, содержащие кордиерит, андалузит, хлорит и мусковит. Ес-

ли воздействию гранитов подвергаются карбонатные породы, то возни-

кают

скарны, метаморфические породы, которые образовались за счет

метасоматоза с привносом SiO

, Аl

, МgО, FеО и В

. Характерным

для скарнов являются различные гранаты, турмалин и волластонит

(СаSiO

Динамометаморфизм связан с крупными разломами, надвигами, по-

кровами и сдвигами, при образовании которых практически всегда воз-

никает стресс – напряжение сжатия, ориентированное в одном направ-

лении. На глубинах, где литостатическое давление велико, породы под

влиянием стресса приобретают возможность пластического течения,

напоминающего раздавливание пластилина в руках. При этом раздавли-

ваемый материал стремится выдавиться в сторону уменьшения градиен-

та давления, а вновь образованные минералы, такие, как слюды, распо-

лагаются чешуйками параллельно поверхности смещения, создавая

сланцеватость метаморфической породы. Динамометаморфизм проявля-

ется в сравнительно узких зонах разрывных нарушений и сразу же исче-

зает за их пределами.

315

§46. Тектонические движения

Все природные движения земной коры или ее отдельных участков по-

лучили название тектонических. Тектонические движения, так же как и

большинство других геологических процессов, в силу огромной длитель-

ности и медлительности их течения почти недоступны непосредственно-

му изучению. О них приходится судить только по результатам их про-

явлений, запечатленных в строении земной коры. Геотектоника, изучая

проявления тектонических движений, позволяет, до некоторой степени,

расшифровать многие вопросы истории сложного развития земной коры и

удовлетворительно объяснить природу тектонических процессов.

Выделяется три основных вида движений:

• колебательные (эпейрогенические), выражающиеся в медленных под-

нятиях одних участков земной коры и опусканиях других;

• складкообразовательные (пликативные), выражающиеся в смятии

слоев горных пород в складки,

• разрывообразовательные (дизъюнктивные), выражающиеся в разры-

ве слоев горных пород.

Порядок тектонических структур и структурных форм. Главные эле-

ментарные структуры, которые встречаются в структурной геологии, изу-

чающей вещественные результаты тектонических движений – слоистая,

складчатая, трещинная и разрывная структуры. Главными элементарными

структурными формами являются слои, складки, трещины, разрывные на-

рушения со значительной амплитудой перемещения (сбросы, сдвиги, над-

виги, покровы) и др. Они в свою очередь могут быть образованы структур-

ными элементами меньших размеров или являются составными частями

значительно более крупных структурных форм. Понятие о масштабе (по-

рядке) структуры или структурной формы помогает разобраться во взаим-

ных связях различных структурных элементов земной коры.

Тектоническими структурами самых высоких порядков (самой меньшей

величины) являются многие петрографические структуры и текстуры. В пет-

рографии структура определяется формой, пространственным размещением

и взаимными отношениями породообразующих минералов или горных по-

род. Еще несколько десятков лет назад структуры горных пород были объек-

том изучения одних лишь петрографов. Однако оказалось, что петрографиче-

ские структуры и текстуры хорошо отражают тектонические деформации

горных пород.

Кинематическое и динамическое содержание понятия «тектониче-

ская структура»

. В явлениях, приводящих к образованию тектонических

структур, различаются две стороны:

1) движения, имеющие определенную направленность и отражающие

316

кинематическую сторону процесса, результатом действия которых явля-

ются деформации, т. е. изменения формы горных пород;

2) силы, действующие в определенном направлении, вызывающие

движения и отражающие динамику процесса.

Наши представления о тектонических структурах и присущих им за-

кономерностях были бы наиболее совершенными, если бы мы во всех

случаях знали и кинематику и динамику явлений. К сожалению, при рас-

шифровке структур часто приходится довольствоваться выяснением ки-

нематики тектонических явлений. Динамика остается неизвестной в связи

с тем, что различные силы сплошь и рядом вызывают образование анало-

гичных тектонических структур. При геологических исследованиях обыч-

но имеется возможность наблюдать только кинематические результаты,

потому что силы, создавшие изучаемые структуры, давно уже перестали

действовать. Несмотря на ограниченность, кинематическая характеристи-

ка, как показывает практика, позволяет выяснять многие закономерности,

присущие структурам земной коры.

Деформации. Деформацией называется изменение взаимного распре-

деления частиц, составляющих тело, следствием чего может явиться из-

менение его формы. Она может происходить без существенного измене-

ния объема и со значительным изменением объема деформируемого тела.

Деформация может быть вызвана внешними силами, приложенными к

телу, а также другими факторами, например, изменением температуры,

фазовыми превращениями, с которыми связаны изменения объема, на-

магничиванием (магнитострикционный эффект) или появлением электри-

ческого заряда (пьезоэлектрический эффект). Внутренние силы, возни-

кающие в теле и стремящиеся уравновесить действие внешних сил, назы-

ваются силами упругости.

Виды деформаций, явление гистерезиса. Деформация называется уп-

ругой

, если она исчезает по мере удаления вызвавших ее сил (напряже-

ний). Величина упругой деформации прямо пропорциональна величине

вызвавших ее напряжений и в общем случае не зависит от времени при-

ложения сил (напряжений) к деформируемому телу.

Пластической называют остающуюся после прекращения действия

сил деформацию, происходящую без существенного разрушения материа-

ла. Эта необратимая деформация пропорциональна не только вызвавшим

ее силам, но также пропорциональна длительности приложения этих сил.

Процесс упругой и пластической деформации по мере своего развития,

приводит к разрушению материала, которое представляет собой вид де-

формации, изучение которого особенно важно, потому что геологам по-

стоянно приходится иметь дело с более или менее разрушенными (трещи-

новатыми) горными породами.

317

Гистерезис. Перечисленные выше виды деформаций не встречаются в

природе совершенно самостоятельно. В действительности они почти всегда

имеют смешанный характер и могут быть представлены как совокупность

накладывающихся друг на друга двух или даже трех видов. В этом легко

убедиться по широко распространенному явлению гистерезиса.

Если отложить на оси ординат величину силы, деформирующей тело, а

на оси абсцисс величину деформации (например, приращение длины рас-

тягиваемого бруска), то оказывается, что кривая, отражающая за-

висимость между силой и деформацией при нарастании силы (нагрузке),

не совпадает с кривой, построенной для характеристики деформации того

же тела при уменьшении силы (разгрузке). Обе кривые образуют некото-

рую петлю. При следующем опыте с этим же телом, несмотря на сохране-

ние всех условий предыдущего опыта, мы получим петлю, не совпадаю-

щую с первой (рис. 107).

Рис. 107. Диаграмма растяжения об-

разца с силой Р, приложенной и сня-

той несколько раз, характеризующая

явление гистерезиса. Горизонтальная

штриховка – петля гистерезиса при

первом приложении и последующем

снятии силы Р

_______________________________

Образование петель гистерезиса

связано с появлением в деформируемом теле остаточных, необратимых

деформаций, пластических или разрывных, в связи с чем тело, или его от-

дельные элементы, при снятии деформирующих сил неполностью возвра-

щается к первоначальной форме. Петля гистерезиса ограничивает некото-

рую площадь, величина которой есть мера работы, затраченной на необра-

тимую деформацию. Таким образом, пластические и разрывные деформа-

ции требуют необратимой затраты кинетической энергии, которая расходу-

ется на необратимые перемещения частиц деформируемого тела.

Основными характеристиками физико-механических свойств, которые

рассматриваются при изучении геологических структур являются: упру-

гость, хрупкость, пластичность, вязкость, ползучесть и жесткость.

Упругим в обычных условиях называется материал, который сущест-

венно изменяя свою форму под действием внешних сил, возвращается к

первоначальной форме после снятия этих сил.

Хрупким является вещество, у которого точки предела пропор-

318

циональности

∗

и разрушения расположены очень близко. Весьма хрупкий

материал разрушается почти немедленно после достижения предела про-

порциональности.

Пластичным является вещество, способное длительно существенно

изменять свою форму под действием внешних сил, без разрушения и не

возвращающееся сколько-нибудь заметно к первоначальной форме после

снятия внешних сил.

Вязкость (или внутреннее трение) – свойство веществ оказывать сопро-

тивление перемещению одной части тела (объема) относительно другой.

Это свойство у газов, жидкостей и некоторых высоко пластичных твердых

тел количественно характеризуется

коэффициентом вязкости (

ηη

). Величи-

на, обратная вязкости, называется текучестью.

Ползучесть (крип) – способность тела деформироваться непрерывно

(медленно увеличивать свою пластическую деформацию) после того, как

внешние силы превысили некоторый минимум и остались постоянными.

Таким образом, ползучесть представляет частный случай пластической

деформации – пластическую деформацию при постоянном напряжении.

Жесткость – способность материала сопротивляться изменениям

формы (сдвигу) под действием внешних сил. Чем меньше деформация от

заданных сил, тем больше жесткость.

Складчатость. Складчатыми, или пликативными, структурными фор-

мами являются складки слоистых, осадочных или эффузивных пород, воз-

никшие в результате пластической деформации, под воздействием тектони-

ческих сил. Складки образуются также в неслоистых породах при опреде-

ленных условиях деформации.

Антиклинальной складкой (антиклиналью) называется изгиб слоев гор-

ных пород, обращенный выпуклостью вверх (рис. 108). Во внутренней час-

ти, т. е. в ядре антиклинальной складки залегают наиболее древние породы,

что является ее отличительной особенностью.

Синклинальной складкой (синклиналью, мульдой) называется изгиб

слоев, обращенный выпуклостью вниз (рис. 108). В ядре синклинали зале-

гают наиболее молодые породы.

Элементы складки. Боковые поверхности складки называются крыль-

ями. Следует помнить, что у многих типов складок крыло складки одно-

временно принадлежит антиклинали и соседней с антиклиналью синкли-

нали (рис. 108). Поэтому при описании элементов таких складок нельзя

говорить о крыльях антиклиналей или о крыльях синклиналей в общем

∗

Пределом пропорциональности называется максимальное напряжение, ниже которого не

наблюдается заметных отклонений от прямолинейной зависимости между напряжением и

деформацией.

319

виде, а всегда следует указывать, о какой конкретно антиклинали или

синклинали идет речь. Место перегиба слоев, образующих антиклиналь-

ную или синклинальную складку, называется замком складки. У антикли-

нальных складок замковая часть иногда называется сводом.

Рис. 108. Антиклинальные и синклинальные складки и их элементы

Линия, соединяющая точки перегиба слоя, называется осью, или шар-

ниром складки. Проекция оси складки на горизонтальную плоскость на-

зывается линией простирания складки. Поверхность, в которой лежат осе-

вые линии всех слоев, составляющих складку, называется осевой плоско-

стью, или осевой поверхностью складки (рис. 108).

Формы складок. Складки различной формы классифицируются на ос-

новании нескольких признаков.

1. Первым признаком является наклон крыльев складок относительно

горизонта. Пользуясь этим признаком, различают (рис. 109):

а) прямые или симметричные складки, когда крылья наклонены в раз-

ные стороны и имеют одинаковый наклон к горизонту, при этом осевая по-

верхность складки образует с горизонтом прямой угол (рис. 109, I,а);

б) наклонные, косые или асимметричные складки, когда крылья склад-

ки наклонены в разные стороны и наклон одного крыла отличается от на-

клона другого крыла, в связи с чем осевая поверхность складки наклонена

по отношению к горизонту (рис. 109, I,б);

в) опрокинутые складки, когда кылья наклонены в одну сторону и осе-

вая поверхность наклонена в ту же сторону (рис. 109, I,в);

г) лежачие складки – крылья и осевая поверхность залегают почти го-

ризонтально (рис. 109, г);

д) перевернутые складки имеют осевую поверхность, падающую в

320

сторону замка антиклинали и, соответственно, в сторону, противо-

положную положению замка синклинали.

Рис. 109. Формы складок (объяснения в тек-

сте)

____________________________________

Важнейшей особенностью опрокину-

тых и лежачих складок является опроки-

нутое залегание слоев осадочных пород,

слагающих одно крыло таких складок (а

именно, подвернутое крыло), тогда как в

другом крыле сохраняется нормальное

залегание пород. При опрокинутом зале-

гании слоев наиболее молодые породы

оказываются лежащими внизу, а наиболее

древние породы залегают вверху, т. е.

вместо нормальной стратиграфической

последовательности слоев имеет место

обратная последовательность.

2. Другим классификационным признаком является форма оси склад-

ки. В соответствии с этим различают:

а) складки, у которых ось (осевая линия) близка по форме к прямой

линии или изгибается только в плоскости, нормальной к осевой плоско-

сти, называются линейными (рис. 110).

Рис. 110. Форма линейных складок

_________________________________

Если ось линейной складки гори-

зонтальна, слои противоположных

крыльев простираются параллельно

друг другу. В том же случае, когда ось

наклонена по отношению к горизонту,

слои, образующие противоположные

крылья, будут замыкаться. У антикли-

нальных складок такое замыкание на-

зывается

периклинальным (рис. 110, б),

а у синклинальных –

центриклиналь-