Лекция №9 Структуры дислокационного метаморфизма. Структуры дислокационного метаморфизма

Лекция №9
Структуры дислокационного метаморфизма.
Структуры дислокационного метаморфизма возникают в областях,
имеющих
складчатое
строение.
Они
образуют
пояса
(зоны),
характеризующиеся
концентрацией
интенсивной
складчатости,
трещиноватости, дробления, милонитизации или разрывов. Нередко эти
явления сопровождаются окварцеванием пород или иными изменениями их
первоначального состава, возникновением сланцеватости, кливажа,
насыщенностью жилами кварца, кальцита рудных минералов и интрузивных
пород. В длину пояса вытя-нуты от сотен метров до десятков, а нередко и
сотен километров. Их ширина также самая различная.
Образование поясов связано с дислокациями горных пород под
воздействием возникающих в них напряжений, вызываемых эндогенными
процессами и тектоническими движениями. Особенно благоприятны для их
развития участки, на которых сопрягаются разнонаправленные движения
блоков земной коры. Глубина поясов нередко настолько большая, что по ним
проникают гидротермальные растворы, магма и сопровождающие ее пары и
газы. При этом могут происходить перекристаллизация пород и образование
новых минералов.
Дислокационный метаморфизм может локализоваться и на
незначительных пространствах, например в крыльях или сместителях
разрывов. При этом образуются тектонические брекчии, кат-клазиты, ультраи бластомилониты.
Катаклазиты возникают в условиях сдавливания пород. Они
отражают стадию дробления пород, захватывающую отдельные минералы в
породе. Катаклаз обычно развивается в крыльях надвигов у взбросов или у
поверхностей волочения, но он может охватывать и большие массы
кристаллических пород. При этом обычно наблюдаются минеральные
новообразования: кальцит, эпидот, хлорит, серицит. При образовании
милонитов происходит раздробление пород до микроскопических размеров.
Дробление сопровождается изменениями минерального состава, носящего
регрессивный характер (хлоритизация роговой обманки, серицитизация
плагиоклазов).
При истирании пород до тончайшего состояния возникают
ультрамилониты. Ультрамилонитам свойственны развальцевание и
разлинзование перетертой массы с появлением в ней текстур волокнистых,
псевдосланцеватых и текстур, напоминающих флюидное строение
магматических пород.
Бластомилониты представляют собой образования, возникшие в
процессе перекристаллизации (бластеза) ранее катаклазированных и
милонитизированных пород. При этом образуются кристаллические сланцы,
а интрузивные породы приобретают гнейсовую текстуру. Породы,
испытавшие дислокационный метаморфизм, называются тектонитами.
При изучении тектонитов могут быть использованы методы
петротектоники. Последняя представляет собой учение, в котором
рассматриваются связи, существующие между внутренней структурой
деформированных пород и их тектонической историей.
Наиболее распространенным методом петротектоники является
петроструктурный анализ, позволяющий установить ориентировку
минералов в горных породах, возникающую при их движении под
воздействием тектонических сил. Основной задачей этом является
определение кинематических и динамических условий деформации,
приводящей к образованию тектонитов.
Первая стадия работ при микроструктурном анализе должна быть
проведена при полевых наблюдениях. Такие особенности тектонитов, как
сланцеватость, линейная и плоскостная ориентировка шестоватых и
пластинчатых минералов, строение поверхностей разрывов и трещин и т. п.,
должны быть тщательно описаны измерены и нанесены на карту на месте
наблюдения.
Полевые данные дополняются изучением пород под микроскопом. С
этой целью в поле выкалываются пластинки, пригодные для изготовления
шлифов, ориентированные относительно стран света. На поверхности пород
с помощью чернильного карандаша наносят линию горизонта, угол и
направление наклона плоскостей а затем выбивается пластинка, на которой
все пометки должны быть сохранены. При изготовлении шлифа отмечают,
какой стороной пластинка наклеена на стекло и каким образом на ней
отражаются первичные замеры, сделанные на обнажении. Ориентированный
шлиф изучается с помощью федоровского столика, результаты замеров
оптических или кристаллографических характеристик породообразующих
минералов наносятся на сетку с равноплощадной проекцией. Эти диаграммы
в дальнейшем сопоставляют с элементами геологического строения
исследуемого участка.
В петроструктурном анализе можно применять также система
прямоугольных координат, не совпадающую с главными осями деформации,
введенную Б. Зондером. Для обозначения осей используют строчные буквы
a, b и с. Ось а направлена по движению вещества. Она лежит в плоскости
скольжения или скалывания. Ось b также лежит в плоскости скольжения, но
ориентирована перпендикулярно к направлению движения. Она часто близка
к главной оси деформации. Через оси а и b строится плоскости скольжения
вещества. Она обозначается буквой S. Ось с перпендикулярна осям а и b и
плоскости S. Ось b обычно соответствуй простиранию тектонической
структуры. Плоскость S может совпадать со слоистостью, сланцеватостью,
поверхностями скалывании или плоскостями течения.
Зондер предложил выделить в тектонитах два основных типа: Sтектониты и В-тектониты.
В S -тектонитах происходит смещение вещества в одном направлении по
параллельным поверхностям, подобно скольжению отдельных листов в
колоде карт. Положение и количество максимумов на петроструктурной
диаграмме S-тектонита зависят от ориентировки шлифа. Если при
характеристике расположения осей кристаллов кварца в поверхности
скольжения шлиф сделан в плоскости bс, на диаграмме окажется один
максимум в центре; если шлиф ориентирован в плоскости ас, на диаграмме
изобразятся два максимума по оси а.
рис. Система координат a, b и с в складке
При
образовании
S-тектонитов
происходит
не
скольжение
породообразующих минералов в одном направлении, а вращение,
Ответвляемое в большинстве случаев вокруг оси, благодаря вращению
оптические оси минералов окажутся расположенными различно, но в
плоскостях, параллельных или перпендикулярных к плоскости скольжения
ab. Образование В-тектонитов можно сравнить со спицами во вращающемся
колесе, причем ось вращения будет совпадать со структурной осью В.
рис. S-тектонит. а — ориентировка кварца при скольжении вдоль
граней призмы (верхняя поверхность параллелепипеда является
поверхностью скольжения при деформации породы: а — направление
скольжения, b и с - две другие оси системы прямоугольных координат
относительно направления движения); б, в - диаграммы ориентировки
оптических осей кварца; г — механизм образования S - тектонита
На петроструктурной диаграмме В - тектонитов появляется кольцо или
более или менее целый пояс, в которых сосредоточены максимумы замеров.
Появление последних в поясе В - тектонитов объясняется, вероятно,
приостановкой вращения и скольжением минералов в какой-либо плоскости.
Следует иметь в виду, что при образовании S-тектонита скольжение
может происходить одновременно не в одной, а по двум сопряженным
поверхностям скольжения. В таком случае Диаграмма S-тектонита может
быть принята за В-тектонит.
Рис. В-тектонит. а — механизм образования В-тектонита; б —
диаграмма ориентировки осей кварца
Присутствие четко выраженного пояса максимумов может появиться и
при вращении минералов не вокруг оси b, а в каком-либо ином направлении.
Наиболее благоприятны для петроструктурных исследований гнейсы,
гранулиты, известняки, кристаллические сланцы и дислокационные
тектониты. При этом обычно решаются вопросы, связанные с определением
ориентировки плоскостей скольжения (скалывания), направления движения
породы в процессе деформации и главных осей деформации. Чаше всего для
построения петроструктурных диаграмм изучается ориентировка оптических
осей зерен кварца, кальцита, слюд, реже хлорита.
В кварце используется совпадение длинной кристаллографической оси с
оптической осью. Сложность применения диаграмм такого рода заключается
в том, что оптические оси кварца по отношению к оси могут располагаться
разнообразно. Различают несколько видов ориентировки кварца.
Нередко на диаграмме отчетливо выражается один максимум замеров в
центре или два диаметрально противоположных максимума. Такая
ориентировка оптических осей кварца в большинстве случаев совпадает с
плоскостями скольжения по поверхностям различных тектонических
элементов, крупных разрывов, сланцеватости, осевых поверхностей складок,
слоистости. Появление на диаграмме двух максимумов может быть
объяснено скольжением по двум плоскостям скалывания, что нередко
возникает в условиях сжатия пород, или скольжением в разное время по
различным направлениям.
В гранулитах с удлиненными зернами кварца оптические оси кварца
часто образуют один или два пояса, пересекающие диаграмму. Вероятно,
этот тип ориентировки отражает менее совершенную форму пластического
течения вещества.
Следует отметить, что физические и химические аспекты движения
отдельных кристаллов и зерен в тектонитах, в частности кварца, разработаны
очень слабо и в этом явлении много неясного.
При составлении петроструктурных диаграмм кальцита кроме
измерений положения оптических осей зерен кальцита могут быть
использованы плоскости двойникования тектонического происхождения.
Чаще скольжение в кальците происходит по плоскостям ромбоэдра, по ним
же происходит и двойникование. Таким образом, при изучении тектонитов
кальцитового состава могут быть получены две диаграммы: одна путем
измерения положения всех видимых в шлифе двойниковых плоскостей и
вторая — при измерении оптических осей. В S-тектонитах плоскости
двойникования занимают положение, параллельное ab, в В-тектонитах —
обычное поясовое расположение максимумов.
Слюды и хлорит легче приобретают закономерную ориентировку в
тектонитах, чем другие минералы. Ориентировка слюд и хлорита легко
определяется по замерам положения нормалей к, т. е. так называемых
полюсов спайности. В S -тектонитах максимум полюсов спайности совпадает
с осью с, в В-тектоинитах пояс максимумов располагается в плоскости ас.
В зависимости от строения структуры дислокационного метаморфизма
могут быть подразделены на зоны трещиноватости, дробления, разрывов и
смятий.
Зоны трещиноватости имеют вид полос, обладающих густой сетью
тектонических трещин, значительно более частых, чем в окружающих
породах. Эти зоны возникают в условиях растяжения горных пород, и
поэтому для них типично широкое развитие трещин отрыва. Трещины
располагаются параллельно или под углом к простиранию зоны. Часто они
имеют кулисообразное расположение и заключают жилы, выполненные
нерудными и рудными минералами. Породы, заключенные между
трещинами, также нередко содержат рассеянную вкрапленности тех или
иных минералов.
Зоны дробления характеризуются интенсивной трещиноватостью и
раздробленностью пород, возникающими при сжатии. При этом образуются
главным образом трещины скалывания, ориентированные под углом или
параллельно и перпендикулярно простиранию зоны. Породы, заключенные
между отдельными трещинами, подвергаются интенсивному раздавливанию
и раздроблению, а местами превращаются в милониты или катаклазиты.
Зоны разрывов представляют собой структуры, вытянутые на многие
десятки, даже сотни километров, характеризующиеся исключительно
высокой активностью тектонических движений. Выражены они
локализацией разрывных нарушений одного направления, ветвящихся и
соединяющихся друг с другом. В зависимости от динамической обстановки в
зонах разрывов преобладает определенный тип нарушений: при растяжении
— сбросы, при сжа-тии — взбросы, при сдвиге — сдвиги и раздвиги.
Характерно присутствие в зонах разрывов флексур, возникающих над
слепыми сместителями. Часто в зонах располагаются массивы гипербазитов
и гранитоидов, многочисленные жилы интрузивных пород и минералов.
Зоны смятия по строению близки к зонам разлома, однако для них
характерно преимущественное развитие смятий. В этих структурах,
имеющих обычно большую протяженность, но несколько расплывчатые
очертания, развиваются сжатые сложные линейные складки. Слагающие их
породы интенсивно раскливажированы и перекристаллизованы в результате
процессов динамометаморфизма, привноса или миграции растворов и газов.
В зонах смятия возникают различного состава кристаллические сланцы, а
местами гнейсы, развивающиеся по молодым (палеозойским и мезозойским)
породам. Последнее обстоятельство не следует упускать из виду, чтобы
ошибочно не отнести перекристаллизованные, относительно молодые
породы зон смятия к древним докембрийским образованиям.