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.

Рис. 6.4. Текстуры метаморфических пород. а – плоскопараллельная; б – линейно-плоскостная; в – линейно-параллельная, или линейная.

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.

Рис. 6.5. Соотношение различных типов линейности, по Э.Клоосу (1958). Цифры в кружках соответствуют цифрам в первом столбце таблицы № 1 b – ось складки; a – нормаль к оси b, лежит в плоскости движения; s – нарушения сплошности любого типа, например, слоистость, кливаж течения, кливаж разлома. Подчинённое движение нормально к главному.

Сводка терминов, применявшихся в литературе

для описания линейности разных типов и видов, по Э.Клоосу (1958).

Табл. 1

«Первичная» линейность (в изверженных породах); главным образом пространственная ориентировка по форме зерен, линии течения
	Линейность, параллельная направлению течения магмы (главное направление)	линейный параллелизм, линии течения, линейная сланцеватость, стебельчатость, ленты, растяжение, цилиндрическое течение, сигарообразное растяжение, линейное растяжение, ориентировка по форме зерен, параллельная структура и др.
	Линейность, нормальная к направлению течения магмы (подчиненное направление)	флюидальная структура, шлиры, сплющивание, линейность куполов, линии течения куполов, течение в тектонитах расплава, линейность параллельная тектоническому простиранию, линии течения, дуги течения и др.
«Вторичная» линейность в осадочных и метаморфических породах; выражается в основном в ориентировке решетки минералов или в пространственной ориентировке. Течение.
	Линейность течения перпендикулярнаяb, в направлении движения (главное направление)	параллельный кливаж, растяжение, линейный параллелизм, развальцевание, флюидальная структура, удлиненные гальки, стебельчатость, линейность и волокнистость перпендикулярно осям складок, веретенообразные зерна, разлинзование и растяжение по падению, занозистые поверхности, линейная сланцеватость параллельно склонению осей складок, течение, перпендикулярно волнистости и др.
	Линейность течения параллельная b, поперечная по отношению к направлению движения по а (подчиненное направление)	деформация окаменелостей, растяжение параллельно оси складки, удлинение перпендикулярно трещинам ас, разлинзование, раскатывание, растяжение и механическое удлинение параллельно b, продольное растяжение, волокна параллельно оси складки, параллельно оси складки, гальки, вытянутые по b, стебельчатость, линии течения, тектонические оси и др.
	Линейность вращения вокруг осиb, ориентировка решетки или пространственная, включающая складчатость и изгибание с удлинением по b или без него	плойчатость, оси плойчатости, плойчатость и мелкая складчатость, микроскладки параллельно линейности, грифельные структуры, лестничные жилы, карандашность, раскатанные зерна роговой обманки и др. минералов, вытянутые гальки конгломератов, удлинение параллельно оси складки, складки волочения; растяжение, борозды скольжения, линейность, волокнистость и стебельчатость параллельно оси складки, развальцевание и раскатывание по b и др.
	Линейность пересечения поверхностей по оси b со смещением по поверхностям скалывания или без него; главным образом без удлинения по b	пересечение кливажа и слоистости, пересечение s1 и s2, пересечение s1 и s2 параллельно оси складки, линейность растяжения и пересечения двух поверхностей, волокнистость пересечения сланцеватости с трещинами ac, волокнистость по a, пересечения по b, раздробленный конгломерат, стебли, стебельчатая складка «борозды скольжения» без растяжения, пересечение поверхностей скалывания, пересечение s1 с трещинами скалывания, пересечение трех поверхностей, пересечения параллельно b, пластинки скольжения и др.
	Скольжение по поверхностям зеркала скольжения	По поверхностям слоистости	поверхности скольжения, разлинзование, борозды, скольжение по поверхностям слоистости, борозды скольжения и др.
	По поверхностям слан-цеватости (может сопровождаться растяжением)	стебельчатость, борозды скольжения на поверхностях кливажа, стебельчатость, столбчатость, скольжение параллельно падению, линейность параллельно оси складок, скольжение параллельно оси a и др.
	По плоскости тектони-ческих нарушений	поверхности скольжения, плоскости растяжения, борозды в плоскости ac параллельной a и др.
	Рост минералов	В «тенях давления» или в направлении линейности	перистый кварц параллельно b, тени давления, рост кристаллов параллельно b и др.
Нормально к ac по трещинам, пересекающимся по b	рост кристаллов параллельно b, растянутые белемниты и др.
Рост перпендикулярно b в поясе ac	рост кристаллов параллельно b, рост зерен кварца и др.

Соотношение разных типов линейности и других структурных элементов с крупными складками показано на примере крыла крупной складки (рис. 6.6).

 

Рис. 6.6. Соотношение внутренних структурных элементов с крупными лежачими складками (Wilson,1961). 1 – фестончатые и паразитические складки, муллион-структуры, параллельные оси b; 2 – кварцевые стержни, параллельные оси b; 3 – гальки, растянутые, параллельные оси b; 4 – линейность и микроскладки, параллельные оси b; 5 – моноклинные (асимметричные) складки; 6 – линейность, параллельная оси a; 7 – дислокационный кливаж; 8 – шарьяж; 9 – микроскладки; 10 – кливаж осевой плоскости; 11 – кливаж за счёт осложнения микросбросами микроскладок; 12 – кливаж разлома; 13 – складки волочения; 14 – будины, параллельные оси b; 15 – гальки и другие включения, растянутые параллельные оси a.

● 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.

Рис. 6.7. Диаграмма, показывающая пересечение поверхностей S. S1 – слоистость; S2 - кливаж течения; S3 - кливаж разлома; S4 - поперечные трещины. Пересечения S1, S2, S3 дают чётко выраженную линейность, как показано на диаграмме.

● 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.

Рис. 6.8. Структура кинкбенд и соотношение её с положением осей эллипсоида деформаций и главных напряжений.

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 под a -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.

Рис. 6.9. Будинированный пласт в поперечном сечении. 1 – будина; 2 –межбудинное пространство, заполненное жильным материалом; 3 – вмещающие пластические породы.
Рис. 6.10. Будинаж в слоях с постепенным изменением пластичности от будин к вмещающей породе.	Рис. 6.11. Схема внутренней деформации будины при неоднородном ламинарном скольжении.

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).

Рис. 6.12. Неоднократный и разновременный будинаж. Биотитовые сланцы (штриховка) содержат будины пироксен-плагиоклазовых пород (штриховка решёткой) и будинированные жилы кварца (черное) и межбудинного кварца (косая штриховка) (Приладожье).	Рис. 6.13. Будинированные ладожские сланцы (заштрихованные) среди гнейсов, по Н.Г.Судовикову.
Рис. 6.14. Структуры будинажа и разлинзования, по Г.В.Тохтуеву (1967).	Рис. 6.15. Схема развития (I-IV) будинажа с изменением формы будин от бочонкообразной до линзовой.
Рис. 6.16. Схема последовательности образования будин из изоклинальных складок.	Рис. 6.17. От А до Е - схема образования сложной будины из групповых складок волочения.
Рис. 6.18. Образование зональности вокруг будин (1) за счёт смыкания вмещающих пород (2) и нарушения периферийных частей будины (3) вокруг её ядра (4).	Рис. 6.19. Схема «заглатывания» будиной вмещающих пород межбудинного пространства.	Рис. 6.20. Заворачивание будины по ходу относительно движения вмещающих пород
Рис. 6.21. Схема образования пластичной оболочки вокруг более жесткого ядра будины при замыкании хвостов (Б-Г) и разрыве шейки (Д-Ж). А – недеформированный слой. Породы жесткого ядра (1), пластичной оболочки (2) и вмещающие (3).	Рис. 6.22. А-В - схемы разновидностей будин со сложно зонально-концентрическим строением. Г – стратиграфическая колонка пачки слоёв В.

Изучение ориентировки будин имеет важное значение при исследовании метаморфических пород, претерпевших складчатость.

Рис. 6.23. Различная ориентировка будин в складке, по Г.В.Тохтуеву (1967): По отношению к шарниру складки линейные межбудинные пережимы вытянуты параллельно (а), перпендикулярно (б), диагонально в одном (г, д) или двух (в) направлениях

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

 

Форма сечения будины	Морфокинематический тип структур-будинаж	Тип деформации	Схема сечения
Будины округлого сечения	Будины линзовидного и овального сечения, образующиеся при высокой общей пластичности пород	неравномерное пластическое растяжение
Будины круглого сечения	неравномерное пластическое растяжение
Будины S- и Z-образного сечения	неравномерное пластическое растяжение + кручение
Будины линзовидного сечения, образованные скалыванием в двух пересекающихся направлениях	Скалывание, пластическое растяжение
Будины линзовидного сечения, образовав-шиеся из прямоугольных при сжатии	Отрыв + последующее пластическое течение
Будины линзовидного сечения, образовав-шиеся путём удаления из участков высо-кого давления неустойчивых минералов	Дифференциальное сжатие, приводящее к растворению и выносу минералов из пережимов
Будины угловатого сечения	Будины бочонкообразного сечения	Отрыв с последующим сжатием
Будины ромбовидного сечения	Скалывание в одном направлении, растяжение
Будины с сечением в виде вытянутых параллелограммов	Скалывание в одном направлении, растяжение
Будины трапециевидного сечения	Скалывание в двух направлениях
Будины квадратного сечения	Отрыв, растяжение
Будины с вытянутым прямоугольным сечением	Отрыв, растяжение
Неопр. формы	Будины с сечением разнообразной неправильной формы	Различные типы деформаций

 

Табл. № 6.3. Морфокинематическая классификация объёмных форм будинаж-структур.

 

Форма будин	Тип будинажа	Тип деформаций	Объёмная схема
Округлой формы	Линзовый	Пластическое растяжение, скалывание, кручение, сплющивание
Эллипсоидальный	Пластическое растяжение, отрыв с последующим расплющиванием
Шаровый	Пластическое растяжение, скалывание, отрыв с последующим кручением
Цилиндрический	Пластическое растяжение, скалывание, отрыв с после-дующим расплющиванием
угловатой формы	Параллелепипе- дальный изоме-трический	Скалывание, отрыв, растяжение
Призматический	Скалывание, отрыв, растяжение
Неправ формы	Неправильной формы	Различные типы деформаций

◙ 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.