Метаморфические комплексы

МАГМАТИЧЕСКИЕ КОМПЛЕКСЫ (самостоятельное изучение).

10.2.1. Формы залегания эффузивных пород.

Типы вулканических аппаратов (центральный, линейный, щитовой), их строение и

изображение в разрезе и на карте.

Определение возраста эффузивных пород.

10.2.2. Формы залегания интрузивных пород.

Типы интрузивных тел (ареал-плутоны, батолиты, штоки, лакколиты, лополиты,

факолиты, магматические диапиры, дайки, силлы, апофизы), их строение и

изображение в разрезе и на карте. Отличие силлов от даек при вертикальном залегании

вмещающих пород.

Прототектоника жидкой фазы. Полосчатые и линейные текстуры течения.

Прототектоника твердой фазы. Поперечные (Q), продольные (S), пластовые (L) и

диагональные трещины.

Определение возраста интрузивных тел.

10.3.1.Особенности текстуры метаморфических пород.

Метаморфические породы возникают в результате изменения и преобразования

исходно осадочных или магматических пород. Основными факторами такого

преобразования являются давление, температура, а так же воздействие

гидротермальных растворов или газов. В результате происходит перекристаллизация

пород и возникают новые метаморфические текстуры и, по мере роста степени

метаморфизма, исчезают текстуры первичной породы. Мы будем рассматривать лишь

те породы, которые уже не имеют первичных текстур.

В данном курсе мы остановимся главным образом на метаморфических породах,

возникших в результате регионального и динамометаморфизма. Их текстурные

особенности определяются однообразной ориентировкой минералов или чередованием

полос различного минерального состава. Таким образом, в метаморфических породах в

качестве плоскостных структурных элементов выступают полосчатость,

сланцеватость или гнейсовидность, а в качестве линейных элементов – различные

виды линейности (1 – обусловленная однообразной ориентировкой удлиненных

включений, 2 – обусловленная пересечением плоскостных структурных элементов,

например, полосчатости и сланцеватости, 3 – определяемая шарнирными линиями

мелких складок, 4 – представленная штриховкой на зеркалах скольжения). Все

названные выше линейные и плоскостные структурные элементы являются объектами

картирования. Очевидно, что количество картируемых структурных элементов в

метаморфических породах оказывается значительно большим, чем в осадочных и это

обуславливает специфику и сложность работы в метаморфических комплексах.

Еще одной особенностью изучения метаморфических комплексов является то, что мы

обычно не знаем, отражают ли метаморфические плоскостные текстуры первичную

слоистость или нет. Так, кристаллизационная сланцеватость может быть параллельной

слоистости и смятой в складки, а может быть параллельной осевым плоскостям складок

– в этом случае она оказывается аналогом кливажа. Аналогично, ритмичное

чередование полос лейкократвых и меланократовых минералов с резкими и

постепенными контактами может возникнуть как в результате метаморфизма

флишевой толщи с градационной слоистостью, а может быть результатом

перераспределения минералов при высоких давлениях. При неоднократном проявлении

метаморфических событий метаморфические текстуры могут накладываться друг на

друга, образуя крайне сложный структурный рисунок.

В метаморфических породах докембрийского возраста распространены образования,

состоящие из метаморфизованных пород с включенными в них жилами пегматита,

аплита и гранитоидов. Такие образования называются мигматитами. Сложные

извилистой формы мигматиты называются птигматитами.

Рисунок 10.5. Мигматиты (А) и птигматитовые складки (Б).

При работе в метаморфических толщах особое значение приобретает обработка данных

по элементам залегания на азимутальных проекциях, ибо во многих случаях это

оказывается основным способом установления геометрических характеристик складок.

Отдельной проблемой изучения метаморфических пород является определение их

возраста. Эта задача особенно важна для картирования, поскольку все выделяемые на

картах подразделения должны иметь возрастную индексацию. Очевидно, что наиболее

широко распространенный биостратиграфический метод в отложениях докембрия

практически неприменим из-за крайней примитивности докембрийской фауны. Но и в

более молодых отложениях за исключением лишь мраморов в результате

метаморфизма фаунистические остатки становятся неопределимыми. Методы

литостратиграфии, основанные на сопоставлении разрезов по составу толщ,

цикличности и т.д. так же оказываются слабо применимыми к метаморфическим

комплексам, поскольку при высоких ступенях метаморфизма первичные текстуры

пород часто становятся неразличимыми. По этой причине при определении возраста

метаморфических пород основную роль играют методы изотопной геохронологии.

Следует отметить, что благодаря техническому прогрессу, достигнутому за последние

10-15 лет, точность определений абсолютного возраста резко повысилась и, например,

U-Pb метод позволяет произвести возрастную датировку с точностью до десятых долей

процента, что для глубокого докембрия составляет первые миллионы лет, а для

фанерозоя – сотни тысяч лет. При изучении метаморфических пород, однако, как ни в

каком другом случае, необходимо не поддаваться магии цифр, а отчетливо

представлять, возраст чего именно мы измеряем. Так, U-Pb возраст, замеренный по

зернам циркона или монацита с изумительной точностью даст нам возраст

кристаллизации данного зерна, Ar-Ar возраст, замеренный по кристаллам роговой

обманки, даст нам возраст кристаллизации изучаемой роговой обманки, а модельный

возраст, рассчитанный для валовой пробы породы по Sm-Nd изотопной системе

позволит составить представление о времени закрытия изотопной системы данных

редкоземельных элементов, что, по существующим представлениям, примерно

отвечает времени отрыва протовещества от мантии. Поскольку минералы

кристаллизуются при разных условиях температур и давлений, то и возраст они будут

показывать разный и нет ничего удивительного в том, что один и тот же образец,

проанализированный разными методами, будет давать вам разброс возрастов от

раннего докембрия до мела. Какой из этих возрастов правильный? Если отбор и анализ

образца производился корректно, то все возраста правильные, и какому из них отдать

предпочтение, зависит только от задачи исследования. Скажем, производится

картирование метаморфических пород с широким развитием интрузий гранитов. Если

интересует возраст кристаллизации самих гранитов, то необходимо определить возраст

неизмененных первично магматических минералов – при определенных условиях

такую информацию могут дать кристаллы циркона. Если необходимо узнать возраст

метаморфизма, то датировать надо те минералы, которые образовались в результате

метаморфических процессов – в случае метаморфизма амфиболитовой фации таким

минералом безусловно может быть роговая обманка. Наконец, для изучения

геодинамической природы и источника вещества существуют свои методы изотопного

датирования. Детальное рассмотрение интерпретации результатов изотопно-

геохронологического датирования метаморфических комплексов находится далеко за

пределами задач нашего предмета и этот краткий экскурс необходим лишь для того,

чтобы увидев в литературе или на карте, что возраст метаморфического комплекса

равен, скажем, 770 млн. лет, эта цифра бы не принималась на веру, а заставила бы

читателя посмотреть какой минерал датировался, каким методом, чтобы только после

этого был бы сделан вывод, о возрасте какого именно процесса идет речь.

10.3.2. Структуры метаморфических пород.

Возникновение метаморфических пород, равно как и их деформации, происходят в

обстановках высоких давлений и температур, что увеличивает пластические свойства

вещества и резко увеличивает значение пластических деформаций по сравнению с

хрупкими деформациями. Это обуславливает преобладание складчатых структур над

разломами, причем сами складчатые структуры имеют сложную форму с резкими

перепадами мощностей деформируемых тел в замках и на крыльях складок. Для них

часто используется не очень удачный термин "складки течения", хотя в реальности

речь идет о складках классов 2 и 3 по классификации Рамзи, а говоря о

макроскопических механизмах деформаций здесь возрастает роль простого сдвига по

отношению к чистому сдвигу.

Как мы только что обсудили, в метаморфических толщах выявление

стратиграфической последовательности часто бывает невыполнимой задачей, из-за

чего при описании складок сланцеватости или полосчатости вместо терминов

"антиклиналь" и "синклиналь" лучше пользоваться терминами "антиформа" и

"синформа". В условиях сложной метаморфической складчатости особое значение

приобретает изучение и картирование зеркала складчатости.

Для метаморфических комплексов, особенно динамометаморфических комплексов,

необычайно характерно широкое развитие специфических пород, называемых

тектоническими брекчиями, катаклазитами и милонитами. Все эти породы

объединяются тем, что их образование связано с тектоническими процессами и они

образуются за счет частичного или полного дробления, измельчения и

перекристаллизации первичной породы. Первоначально эти породы были объединены

под единым названием тектониты. В современной литературе под термином

тектонит обычно понимается любая порода, имеющая текстуру, возникшую в

результате динамометаморфизма. При таком подходе к числу тектонитов относятся и

те виды кристаллических сланцев и гнейсов, метаморфическая текстура которых

возникла в результате приложения тектонических сил и не параллельна первичной

слоистости. Строго говоря, при таком определении тектонитами должны называться и

слабоизмененные осадочные породы с непрерывным кливажом, поскольку

непрерывный кливаж возникает в результате растворения под давлением, но по уже

сложившейся традиции термин "тектонит" используется лишь в отношении

метаморфических пород. Тектониты могут встречаться и среди слабоизмененных

пород, например, вдоль поверхностей разломов, но широкое распространение они

имеют только в комплексах, подвергшихся метаморфизму высоких ступеней.

Выделяют несколько типов тектонитов, из которых в литературе наиболее часто

рассматриваются 3 типа: S-тектониты, L- (или B-) тектониты, SL-тектониты. S-

тектонит – это порода, текстура которой обусловлена плоскостными элементами

тектонического происхождения. Так, если в кристаллическом сланце мы наблюдаем

плоскостную текстуру, параллельную осевой поверхности складок и обусловленную

однообразной ориентировкой пластинчатых или таблитчатых минералов, то такая

порода безусловно относится к числу S-тектонитов. L- (или B-) тектонит – это порода,

текстура которой обусловлена линейными элементами тектонического происхождения.

Так, амфиболит с отчетливой линейностью, обусловленной образовавшимися при

метаморфизме и однообразно ориентированными кристаллами роговой обманки

является L-тектонитом. Наконец, SL-тектонитом называется порода, в которой

присутствуют элементы как плоскостной, так и линейной текстуры, обусловленной

тектоническими процессами.

Рисунок 10.6. Различные виды тектонитов.

Тектониты имеют отчетливую связь с эллипсоидом деформации. Так, S-тектониты

фиксируют поле деформаций, при котором эллипсоид деформации имел вид близкий к

сплюснутому эллипсоиду вращения. L-тектониты наоборот, указывают на поле

деформаций, в котором эллипсоид деформаций имеет форму, близкую к форме

вытянутого эллипсоида вращения. Наконец, SL-тектониты образовывались в поле

деформаций, где эллипсоид деформаций имел форму трехосного эллипсоида. На

диаграмме Флинна разные виды тектонитов занимают разные поля.

Рисунок 10.7. Поля, занимаемые различными тектонитами на диаграмме Флинна.

Изучение тектонитов производится методами петроструктурного (в частности,

микроструктурного) анализа, требующего замеры ориентировок кристаллографических

осей различных минералов в ориентированных шлифах с последующей обработкой на

азимутальных проекциях. Это является самостоятельным предметом и здесь

рассматриваться не будет.

Учитывая связь формы эллипсоида деформации с текстурой тектонитов детальное

картирование последних, сбор данных по их элементам залегания с последующей

обработкой данных на азимутальных проекциях, оказывается в числе первостепенных

задач при изучении метаморфических комплексов.

Среди региональных структур метаморфических пород наиболее широко известными

являются гранитогнейсовые купола кристаллического фундамента древних платформ и

метаморфические ядра молодых складчатых систем. Эти образования морфологически

весьма сходны и ряд исследователей, например, академик А.Ф. Летников и его

последователи, рассматривают их как результаты единого процесса. Следуя

сложившейся традиции мы их здесь рассматриваем раздельно.

Среди широкого поля развития докембрийских пород на щитах древних платформ

типичной структурой является гранитогнейсовый купол – приближенно овальной

формы массив, сложенный гнейсами и гранитоидами с отчетливо выраженной

гнейсовидной текстурой. Поперечные размеры куполов достигают десятков и сотен

километров. Купола разделены синклиналями сложной формы, сложенными

метаморфизованными осадочными и вулканогенными породами. Наиболее древним

гранитогнейсовым куполом с сохранившимися межкупольными образованиями,

вероятно, является сложенный серыми гнейсами купол Амитсок в южной Гренландии.

Здесь возраст как гнейсов, так и межкупольных образований оценивается примерно в

3700 млн. лет. Рассмотрим строение типичного купола на примере одной из структур

на юге Сибири (рис. 10.8).

Рисунок 10.8. Строение Джеланжинского гранитогнейсового купола, юго-западная

часть Мамского слюдоносного района, по Л.И. Салопу.

В краевых частях куполов гнейсовидность ориентирована вертикально или круто,

вплоть до опрокинутого положения. Минеральная линейность, хотя и формирует

мелкие складки, но в целом повторяет контуры массива. В ядрах куполов линейные и

плоскостные метаморфические текстуры залегают полого. Очевидное сходство текстур

и строения гранитогнейсовых и соляных куполов позволяет предполагать, что и при

формировании гранитогнейсовых куполов большую роль сыграло гравитационное

всплывание относительно легких расплавленных под действием метаморфизма

гранитогнейсовых пород из-под более тяжелых зеленокаменных комплексов. Об одном

из механизмов такого всплывания будет сказано ниже.

Для куполов характерен следующая зональность (от центра к краю) гранитоиды –

гранитогнейсы – гнейсограниты – гнейсы – гранитизированные вмещающие породы. В

целом, метаморфические ореолы, окружающие гранитогнейсовые купола,

представляют зональные метаморфические комплексы со снижением температуры

метаморфизма по мере удаления от границ купола, свидетельствующие о

теплопереносе из купола во вмещающие породы.

Степень эродированности гранитогнейсовых куполов зависит от их возраста, и чем

более древний купол, тем, как правило, более он эродирован. В зависимости от степени

эродированности мы можем наблюдать различные уровни структуры – от широкого

развития межкупольных пространств до их полного отсутствия (рис. 10.9).

Рисунок 10.9. Взаимоотношения между куполами на различных уровнях глубинности

(по А.Ф. Летникову, с изменениями). 1 – гранитоиды; 2 – метаморфические породы

межкупольных и околокупольных зон; 3 – элементы внутренней структуры куполов

Возможная модель формирования гранитогнейсового купола показана на

рисунке 10.10, причем здесь ведущая роль отводится гранитизации более основных по

составу пород, вызванной подъемом потока глубинных флюидов.

Рисунок 10.10. Модель формирования гранитогнейсового купола. 1 – направление

потока глубинных флюидов; 2 – направление метаморфического воздействия и

передачи тепловой энергии во вмещающие породы; 3 – гранитоиды и

гранитизированные породы; 4 – вмещающие породы.

Как показывает математическое моделирование, процесс гранитизации сопровождается

генерацией тепла и увеличением объема пород. Последнее приводит к возрастанию

температуры и давления во вмещающих породах, которые, таким образом,

подвергаются метаморфизму. При этом происходит как поглощение тепла, так и

уменьшение объема породы, компенсирующие их увеличение при гранитизации.

Поскольку в результате гранитизации формируется структура с инверсией плотностей

– более легкие породы купола среди более плотных вмещающих пород – то даже после

остановки процесса гранитизации купол продолжает "всплывать" до установления

равновесия с субстратом по аналогии с диапировыми структурами. Поскольку в

получившихся в результате гранитизации "новых" породах произошла переустановка

изотопных систем, то радиометрические возраста пород в куполах должны быть

моложе, чем во вмещающих породах, что хорошо соответствует природным данным.

В заключение рассмотрения докембрийских куполов необходимо отметить, что

интерпретация их аналогов в фанерозойских породах нередко неоднозначна. Так, В

пределах Амуро-Охотской складчатой системы на площади Верхне-

Селемджинского золоторудного района развиты своеобразные куполовидные

структуры овальной в плане формы размером от 8 X 12 км до 14 X 20 км. Прежде

они рассматривались в виде выступов древнего фундамента, метаморфических

куполов или термальных антиклиналей с зональным типом метаморфизма. Ядра

куполов сложены терригенными, карбонатными и вулканогенными породами

предположительно средне—верхнепалеозойского возраста (рис. 10.11). По степени

метаморфизма породы палеозойского комплекса отнесены к кварц-альбит-эпидот-

альмандиновой и альбит-мусковит-хлоритовой субфациям зеленосланцевой фации.

Зональное строение куполов проявлено в изменении от ядра к периферии степени

метаморфической перекристаллизации пород от альбит-порфиробластических и

милонитизированных сланцев через толщу сегрегационно-полосчатых

микрокристаллических сланцев до тонкоплитчатых филлитов и метапесчаников, то

есть примерно соответствует зональности, наблюдаемой в докембрийских

гранитогнейсовых куполах.

Рисунок 10.11. Интерпретация структуры Афанасьевского купола (Амуро-Охотская

складчатая система) как ныряющей складки (по И.Ю. Громаковскому, ВСЕГЕИ, 2000)

Детальные структурные наблюдения, однако, показали, что на северном крыле

купола породы находятся в нормальном стратиграфическом залегании, на южном –

в опрокинутом. В присводовой части структуры происходит изменение стиля

складок и характера залегания пород. Эти данные в сочетании с повторным

появлением в разрезе маркирующего пласта магнетитсодержащих амфиболитов

свидетельствуют о наличии в пределах купола крупной лежачей складки (F1),

ныряющей в южном направлении. Учитывая большие размеры складки с

амплитудой более 7 км, ее возможно рассматривать в качестве покрова-складки,

аналогичного рассматривавшимся ранее покровам-складкам Альп. Этот пример

показывает, с какой осторожностью следует подходить к интерпретации казалось

бы очевидных купольных структур.

Наряду с докембрийским фундаментом древних платформ, метаморфические

комплексы встречаются и среди неметаморфизованных осадочных и вулканических

пород фанерозойских складчато-надвиговых систем. Часть таких метаморфических

комплексов сложена раннедокембрийскими породами и, вероятно, является обломками

древних платформ. Другие имеют более сложное строение и в последние два

десятилетия за ними закрепилось название комплекса метаморфического ядра –

изолированные поднятия куполовидной или аркообразной формы интенсивно

деформированных и метаморфизованных осадочных или магматических пород,

тектонически перекрытые неметаморфизованными породами. Впервые такие

метаморфические ядра были описаны в Кордильерах, но затем аналогичные структуры

были выделены в большинстве складчато-надвиговых систем мира.

Классический комплекс метаморфического ядра состоит из двух единиц – нижней

пластины или фундамента, и верхней пластины или покрова, разделенных

поверхностью срыва (рис. 10.12). В нижней пластине преобладают пластические

деформации, а в верхней – хрупкие. Комплексы метаморфических ядер обычно слабо

ассиметричны – падение одного из флангов несколько круче другого. Топографически

комплексы метаморфических ядер слагают наиболее высокие хребты и поднятия.

Рисунок 10.12. Блок-диаграмма строения типичного метаморфического ядра (по Coney,

1980).

Основной особенностью фундамента метаморфических ядер является то, что в его

состав входят породы широкого возрастного диапазона – от протерозоя до третичного,

но для всех них характерно наличие доминирующей гнейсовидности и линейности,

однообразно ориентированной во всех породах. Таким образом, наиболее сильным

метаморфизмом был самый молодой (третичный), затушевавший более ранние

метаморфические текстуры даже в протерозойских породах. Эта молодая

гнейсовидность обычно весьма пологая, составляя на крыльях ядер 20-30° и

подчеркивая куполообразную форму самого ядра. Важным признаком является наличие

линейности в плоскости разгнейсования, отличающаяся поразительным постоянством

элементов залегания даже при изменении элементов залегания самой гнейсоватости.

Так, в южной части Кордильер на территории США на расстоянии около 400 км в

более чем 15 различных метаморфических ядрах наблюдается линейность одинакового

простирания (около 60°), хотя в одних случаях она параллельна длинной оси купола, а

в других – перпендикулярна ему. Лишь в комплексах с высокой степенью

эродированности распознаются более ранние магматические и метаморфические

текстуры, указывая, что молодой метаморфизм убывает по мере удаления от верхнего

тектонического контакта ядра.

Термин "неметаморфизованный покров" применяется в отношении только позднего

динамометаморфизма, связанного с образованием комплексов метаморфических ядер.

Хотя нередко верхняя пластина действительно неметаморфизована, но она может

включать и раннепалеозойско-позднедокембрийские (?) метаморфизованные

комплексы, которые при молодом тектогенезе подвергались уже лишь хрупким

деформациям. Важно подчеркнуть, что среди хрупких деформаций доминируют

сбросы, то есть преобладали обстановки растяжения. Растяжение может оказаться

столь большим, что на нижнюю пластину налегают непосредственно третичные

породы, хотя между ними находится еще до 2 км более древних отложений.

Поверхность срыва (дитачмента) обычно проявлена весьма отчетливо с зеркалами и

бороздами скольжения. Зона срыва отличается пологим падением (15-30°) и хорошо

картируется только с одной стороны, тогда как противоположный фланг осложнен

более поздними крутопадающими сбросами.

Тектоническая природа комплексов метаморфических ядер пока неясна и в литературе

по этому поводу идут оживленные дискуссии. Не вызывает сомнения, однако, что

выведение комплексов метаморфических ядер из глубин на поверхность происходило

со значительной скоростью. Так, состав галек в грубообломочных толщах,

перекрывающих метаморфические ядра, постоянно указывает, что снос происходил не

со стороны растущего поднятия, а наоборот, к нему, то есть даже перед самым выходом

на поверхность метаморфических пород на месте купола существовал прогиб. Это

подтверждается и изотопно-геохронологическим датированием метаморфических

комплексов – в районе Папуа – Новой Гвинеи в составе метаморфических ядер

известны эклогиты с радиометрическим возрастом около 2 млн. лет. Если учесть, что

исходя из давлений и температур, необходимых для формирования эклогитов, они

образовывались на глубинах не менее 40 км, то скорость их всплывания оказывается

около 20 м за 1000 лет. Близкие скорости были получены и во многих других

структурах такого же типа. Эти скорости сопоставимы со скоростями горизонтальных

перемещений блоков земной коры и свидетельствуют о необычности процессов,

происходящих в метаморфических комплексах, механизм которых пока еще остается

непонятным.

Дата добавления: 2015-07-13