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 (соответственно гранобластовая, 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.

 

Наверх

 

Текстуры горных пород

Текстуры, как и структуры, можно рассматривать отдельно для каждого из классов пород, но в таком случае будет довольно много повторяющегося текста. Поэтому я предпринял попытку объединить рассмотрение текстур в единый текст, уточняя по месту характерность тех или иных для определенных классов. Стало любопытно, что из этого получится.

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]

Текстуры осадочных и вулканических пород подразделяются на поверхностные, присущие поверхностям напластования и объемные, слагающие весь объем породы. Примеры поверхностных текстур - канатные лавы, знаки ряби, трещины усыхания и т.д. После захоронения под следующим слоем осадка они могут переходить в части объемных текстур (волнистая и косая слоистость). Здесь рассматриваются только объемные текстуры. По той причине, что студенты по нашему учебному плану сначала сталкиваются с образцами пород в аудитории, а уже потом, на практике - в обнажении. И для учебных целей важнее именно объемные текстуры, которые можно наблюдать в отдельно взятых образцах.

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 или полосчатая 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).

И более подробно.

Массивная текстура, она же изотропная, хаотическая или однородная - наблюдается в породах, образующихся без влияния стресса — в метасоматических породах, в глубинных зонах метаморфизма, когда высокое литостатическое давление полностью затушевывает действие стресса.

В магматических породах образуется в условиях спокойной кристаллизации и отсутствия движений. Она характеризуется тем, что в любой части породы зерна минералов располагаются равномерно, без какой бы то ни было ориентировки. Однородные или массивные текстуры распространены в интрузивных породах наиболее широко.

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)

(по: Фролов, 1992)

Рис. 3. Градационная слоистость: а - нормальная (прямая гpaдационность); б - перевернутая, или инверсионная (обратная гpадационность); в - симметричная

(по: Фролов, 1992)

Рис. 4. Текстуры наложенные ранние сингeнетичные (а-д), диагeнетичные (е, ж), катагeнетичные (з-к), гипергeнные (л) и метаморфические (м): а - комковатая, или кучерявая (результат проникновения корней растений); б - взмучивания, или темпеститовая (штормовая); в - подводно-оползневая и coлифлюкционная (направление оползания - справа налево); г - блюдцеобразная (следы мaccoвoгo выжимания воды); д - элювиальная (твердое дно, или панцирь); е - скорлуповатая, колломорфная (одновременно это и структура); ж - конкреционная, или концентрически-слоистая; з - фунтиковая, или " конус в конусе"; и - стилолитовая в известняках; к - замещения (со стороны вepxнeгo левoгo угла, например окремнение); л - кольца Лизегангa, подчиненные трещинами отдельности в песчаниках; м - сланцевая, на крыльях изоклинальной складки параллельная слоистости, а в замках перпендикулярная ей

(по: Фролов, 1992)

Часто оценивают в поле степень сгруженности материала у крупно- и грубообломочных пород: опираются ли гальки, раковины и другие механически перемещенные компоненты друг на друга (хорошо сгружены) или они не касаются друг друга и отстоят на каком-то расстоянии (не сгружены). Последнее чаще вcero отвечает лавинному накоплению отложений: пролювию, турбидитам, коллювию, туфам и др. Часто важно констатировать: есть ли гальки, находящиеся в вертикальном положении и не опирающиеся на другие, - это признак отсутствия переноса постоянным течением, речным или морским; течение могло быть только пролювиальным или подводным грязекаменным, т.е. спазматическим.

Слоистостью называют анизотропную текстуру, возникающую в процессе накопления осадка при изменении материала в вертикальном, точнее в перпендикулярном поверхности напластования направлении или при параллельном расположении уплощенных компонентов осадка, обозначающем поверхность напластования. Слой, или пласт, - геологическое тело плоской (плащеобразной) формы, сложенное более или менее однородной породой, ограниченное сверху и снизу поверхностями напластования. Слоистость, следовательно, можно также определить генетически как анизотропную седиментогенную текстуру, отражающую перемещение в пространстве поверхности наслоения.

Классификация текстур осадочных пород (по: Фролов, 1992)
А. Текстуры внутренние, присущие всему объему породы.	Б. Текстуры поверхностей слоев.
I. Текстуры наслоения, формирующиеся одновременно с седиментацией. 1. Беспорядочная, неслоистая. 2. Слоистые текстуры со слоистостью: 1. горизонтальной, 2. волнистой, 3. косоволнистой, 4. косой: а) однонаправленной и б) разнонаправленной. II. Текстуры наложенные, ранние, сингенетичные. 1. биогенные: 1. Илоядная, ихнитолитовая или биотурбитовая, 2. Корневая комковатая. 2. Взмучивания. 3. Оползания и оплывания. 4. Гидроразрывные. 5. Элювиальные, или сингeнетично-метасоматические: 1. беспорядочная (а порода вторично изотропная), 2. вертикально расчленяющая. III. Текстуры наложенные, поздние: диа-, катa-, мета-, эпигeнетические, гипергенные, тектонические. 1. Скорлуповатая. 2. Конкреционная. 3. Фунтиковая. 4. Стилолитовая. 5. Замещения. 6. Зебровая, или кольца Лизеганга. 7. Сланцеватая. 8. Полосчатая. 9. Плойчатая. 10. Кливаж.	I. Текстуры кровли. 1. Рябь: 1. симметричная, 2. асимметричная. 2. Трещины усыхания. 3. Мерзлотные клинья. 4. Глиптоморфозы кристаллов солей, льда. 5. Следы капель дождя и града. 6. Следы струй течения и стекания. 7. Следы волочения. 8. Следы ползания. 9. Следы зарывания и сверления. 10. Следы размыва и элювиирования II. Текстуры подошвы. 1. Механоглифы: 1. язычковые валики слепки борозд размыва, 2. обоюдоострые валики - слепки царапин, 3. шевроновые валики - следы волочения, 4. одиночные буroрки - следы падения, 5. рябь, 6. знаки внедрения, диапиры глиняные и др. 2. Биоглифы: 7. извилистые валики - следы ползания, 8. буroрки одиночные и парные - следы зарывания, 9. буrpы одиночные - следы сидения и пребывания, 10. отпечатки следов ног и лап и др.

Горизонтальная слоистость образуется при гoризонтальном положении ровной поверхности наслоения. Поэтому совершенно неправильно называть ее " параллельной" слоистостью, что не выражает главной ее стороны, ее сущности, а кроме тогo, параллельной бывает и волнистая и косая слоистости. Горизонтальная слоистость, несмотря на ее общую простоту, морфологически и динамически весьма разнообразна. Наиболее распространены градационная (рис. 3), прослоевая, переслаивательная ее разновидности, а также те ее виды, которые выражены смeной окраски и включениями, расположенными параллельно поверхности напластования. Градационная гoризонтальная слоистость (рис. 3, а) образуется при достаточной толщине слоя воды (т.е. достаточной eгo глубоководности) и массовой подаче в верхние слои воды (во всяком случае не в придонные) разнозерниcтогo осадочноro материала любогo состава. Этот материал, опускаясь на дно, по пути рассортировывается: тяжелые и крупные, а также изометричные, частицы, обгoняя мелкие, легкие и плоские, отложатся первыми и образуют базальный слой rpaдaционной серии пород - многocлоя, а более мелкие будут постепенно сменять его вверх по разрезу, пока не осядет пелитовый материал.

Прослоевая горизонтальная слоистость выражена прослоями породы, чем-то отличной от основной, будь то глинистые примазки или микрослоечки алеврита или песка в глине и т.п., а также микрослоечки планктонных форм. Пока прослойки явно подчиненные, они не нарушают монопородности слоя. Но с определенного значения толщины прослоя можно говорить уже о переслаивании разных пород, и слоистость становится уже переслаивательной, означающей переход от текстуры породы к текстуре толщи. Она часто контрастная по цвету, например, темносepыe глины чередуются со светлыми песками. Горизонтальная слоистость, выраженная сменой окраски, встречается часто, но может быть принята за вторичную. Нередко она вообще выявляется только на поверхности выветривания.

Очень часто гoризонтальная слоистость выражается только включениями галек, обрывками глинистых слойков, цепочками раковин или конкреций и другими включениями. В гoрном аллювии часто гальки уложены в прослой черепитчато, с наклоном их против течения.

Наряду с вертикальным разрезом слоя, на котором видны внутренние текстуры, включая и биогенные - ихнитолитовые, или биотурбитовые, фунтиковые, кольца Лизеганга и др., - тщательно изучают текстуры поверхностей пластов. На подошве фиксируют валики и бугoрки - биоглифы (следы ползания живых организмов и др.), механоглифы (следы размыва, царапин, внедрения и т.д.) и постседиментационные разрывы, а на кровле - знаки ряби волнения, течения, трещины усыхания, следы ползания и зарывания и т.д. Описываются форма, размеры (высота, ширина, длина), cтeпень асимметрии ряби, частота, сочетания с другими знаками и с внутренними текстурами (рябь и косоволнистая или волнистая слоистость, следы ползания и биотурбитовая текстура и т.д.) и направление знака, свидетельствующее о направлении течения.

Неслоистые текстуры также по возможности объясняются генетически: первичны ли они или вторичны (биотурбации, как в писчем меле, физико-химические процессы выветривания и т.д.). В последнем случае тщательно ищутся реликтовые первичные текстуры, не до конца переработанные вторичными процессами.

Текстуры магматических пород

Различаются три вида текстур, возникающих в процессе кристаллизации магмы без влияния внешних факторов: однородная, или массивная, такситовая (неоднородная, пятнистая) и шаровая.

Такситовая (неоднородная, пятнистая, или шлировая) текстура отличается неоднородным распределением составных частей пород в различных участках. Эти участки могут отличаться друг от друга как по составу (наличие скоплений мафических минералов, шлиров, ксенолитов), так и по структуре. Формирование такситовых текстур обусловлено изменением физико-химических условии кристаллизации магмы (различием градиента температур в отдельных участках породы, колебанием давления, в том числе и давления флюидов, диффузией вещества в газово-жидкой среде), наличием переработанных ксенолитов (захваченных магмой на разной глубине обломков окружающих пород).

Среди текстур, возникновение которых происходит под влиянием кристаллизации в движении или других причин, различают линейную, полосчатую, гнейсовидную, трахитоидную, флюидальную. Линейная текстура проявляется в линейной ориентировке в пространстве призматических или столбчатых минералов. Трахитоидная текстура связана с субпараллельным расположением в породе таблитчатых или уплощенно-призматических кристаллов полевых шпатов. Эта текстура образуется при кристаллизации расплава в движении. Флюидальная текстура вулканитов характеризуется потокообразным расположением зерен, микролитов, кристаллитов. Породы с флюидальностью часто характеризуются тончайшим переслаиванием разноокрашенных полос вулканического стекла. Микрополосчатость вытянута в направлении движения лавы, обтекает вкрапленники, как правило, смята в мельчайшие складки. Флюидальность возникает при продвижении вязкой застывающей лавы.

Гнейсовидная текстура полнокристаллических интрузивных пород с субпараллельным расположением преимущественно мафических минералов появляется в процессе кристаллизации магмы под воздействием одностороннего давления. Полосчатая текстура наблюдается у пород, сложенных чередующимися слоями разного состава или разной структуры. Образование такой текстуры в интрузивных породах может быть связано с гравитационной дифференциацией или с процессами ликвации, предшествовавшими кристаллизации. Примером пород с полосчатыми текстурами являются габбро-норитовые расслоенные интрузивы древних платформ, а также некоторые полосчатые породы дунит-гарцбургитовой ассоциации. Полосчатая текстура вулканитов представлена чередованием полос различной окраски (обычно маломощных — первые сантиметры, а чаще миллиметры), незначительно отличающихся друг от друга по химизму, структуре основной массы, составу стекол. Часто в полосах отмечается субпараллельное границам расположение микролитов.

Пузыристая текстура обусловлена наличием в породе незаполненных полостей, которые ранее были заняты пузырьками газа. Они фиксируют процесс отделения от магмы летучих компонентов при ее извержении. Объем пузырей в породе, их форма и размеры связаны с составом магмы (а соответственно и флюидной фазы), а также зависят от приуроченности породы к той или другой части вулканического тела, иногда значительно отличающейся режимом охлаждения и отделения летучих. При дальнейшем развитии пород пузырьки выполняются вторичными минералами и образуется миндалекаменная текстура. Миндалины могут быть сложены одним минералом (например, хлоритом, карбонатом, кварцем) или двумя-тремя, тогда они имеют концентрически-зональное строение — стенки пустот выполнены одним минералом, а центральные части — другими.

Промежуточное положение между текстурой, а, скорее - первичной отдельностью магматических пород занимает шаровая текстура, широко распространенная в эффузивных породах основного состава. Сфероиды обладают концентрическим строением, обусловленным ориентированным распределением в породе пузырей, уменьшением их количества и размеров и некоторым увеличением зернистости от периферии к центру шара, часто в них отмечается радиальная трещиноватость. Промежутки между шарами заполнены мелкими, иногда скорлуповатыми обломками базальтового стекла (гиалокластитами или палагонитовыми брекчиями), осадочным, чаще всего кремнистым, а иногда глинистым или карбонатным материалом. Шаровыми текстурами обладают подушечные лавы.

Текстуры метаморфических пород

Сланцеватая текстура, свойственная огромному большинству метаморфических пород — кристаллическим сланцам. Сланцеватость выражается в параллельном расположении минералов породы: биотиты, вообще слюды и хлориты располагаются так, что явно лежат в параллельных плоскостях или поверхностях (при изогнуто-сланцеватой текстуре), призмочки роговой обманки все удлинены в одном и том же направлении и т.п. Сланцеватость эта объясняется тем, что минералы в сланцах развиваются и растут в наиболее благоприятном для роста направлении, т.е. в направлении, перпендикулярном к давлению: пластинчатые минералы распространяются при своем росте в этой плоскости. Естественно, что сланцеватость обусловливается или прежними плоскостями наслоения осадочной породы, или вновь образующимися, под влиянием спрессовывания, поверхностями отдельности, скольжения или кливажа.

Сланцеватая текстура характеризуется ориентированным расположением минералов. Эта текстура широко распространена в метаморфических породах, развитию ее способствует стресс. Различают сланцеватость, возникающую при механических деформациях, и кристаллизационную сланцеватость, которая связана с явлениями перекристаллизации. Кристаллизацонные сланцеватые текстуры подразделяются на плоскопараллельные и линейные. В породах с плоскопараллельными текстурами слюда и другие листоватые минералы располагаются параллельно плоскостям сланцеватости. В случае, когда в породах содержится большое количество шестоватых минералов, ориентированных длинными осями в одном направлении, появляется линейная сланцеватость.

Сланцеватость может осложняться мелкими складками, тогда образуется плойчатость. Существует также линзовидная сланцеватость — очковая текстура, когда на фоне основной ткани могут выделяться отдельные порфиробласты или линзовидные агрегаты кристаллов (полевых шпатов, кварца), облекаемые сланцеватостью.

Полосчатая текстура характеризуется чередованием параллельно расположенных слоев, отличающихся по минеральному составу. Она может образоваться по исходным полосчатым породам. Возникают такие текстуры и за счет метаморфической дифференциации вследствие перераспределения вещества.

Пятнистые текстуры формируются при неправильном пятнистом распределении минералов в породах. Они встречаются в метаморфизованных обломочных породах, в том числе туфах, а также появляются за счет стяжения в процессе метаморфизма первично равномерно распределенного в породе тонкодисперсного вещества. Например, пятнистые текстуры отмечаются при стяжении углистых частичек, тончайших чешуек хлорита и серицита в экзоконтактовых зонах интрузий.

Среди реликтовых текстур метаморфических пород хорошо различается миндалекаменная, которая обнаруживается в метамагматических породах низких ступеней метаморфизма, изредка встречается и в амфиболитах. Флюидальные текстуры, обычные для вулканических пород кислого состава, также иногда сохраняются в метаморфических породах низких ступеней метаморфизма. Ориентировка таких низкотемпературных минералов, как серицит, хлорит, а также перераспределение минералов при перекристаллизации часто подчеркивают флюидальность первичных вулканических пород, делая ее более ясной.

В метаосадочных породах нередко отмечаются реликты слоистой текстуры, иногда устанавливается первичная ритмичная или косая слоистость. Метаморфическая сланцеватость и полосчатость развиваются параллельно первичной полосчатости (что бывает чаще) или секут ее под некоторым углом.

 

 

 

с горообразующей деятельностью; они должны быть более быстрыми, их временные интервалы короче.

Считается, что орогенические перемещения — это перемещения земной коры в нестабильных областях — орогенах, тогда как эпейрогенические перемещения наблюдаются в областях стабильных — кратонах. Многие геологи идут дальше: как в орогенах, так и в кратонах они выделяют отдельные провинции и для каждой из них дают конкретные характеристики перемещениям земной коры. Но для наших целей это несущественно.

⇐ Предыдущая1234

Поделиться: