Геология / 4 курс / Структурный анализ / Казаков_Заика-Новаций

Рис. 148. Галькоподобные фрагменты известковистых песчаников в известкови-

стых	сланцевых	туфопесчаниках	(Севе-
ро-Байкальское		нагорье, правый	берег
р. Мамы выше устья р. И менды):
черное	— песчаники; заштриховано —		туфо-

песчаники; белое — новообразование кальци­

та	в	перемычках	и «хвостах»	фрагментов;
Pi	—	направление	сжатия; Р2 —	направление

растяжения

всегда связан со складками, то общее значение имеет все же фор­ мула Б. И. Кузнецова.

2. Изолированные галькоподобные фрагменты растащенных пластов или линз (рис. 148). В целом явление напоминает буди­ наж, так как между отдельными фрагментами существуют пере­ мычки, выполненные новообразованными минералами (для обра­ зований рис. 148 — кальцит). Характерны «хвосты» у изолирован­ ных фрагментов, которые также являются показателем растяже­ ния. «Хвосты» очерчивают зону, свободную от действия стресса («тени давления»). Ширина этой зоны обычно (но не всегда) уменьшается с удалением от конца фрагмента. Для фрагментов пород с «хвостами» мы можем определить направление сжатия и

растяжения.
3. Кристаллы минералов с «тенями давления»			(рис. 149, а,б, б).
В этом	случае деформация не оказывает	никакого		влияния на
форму	кристалла, но ее действие узнается	по	«теням	давления»

(т. е. по участкам, свободным от действия стресса). И. А. Шилова

		Рис.	149.		Перекристаллизация
		при деформации:
		а, б, в — пирит с «тенями давле­
		ния»,	заполненными					кварцем	(Q),
		кальцитом (Са), серицитом (Sr) и
		хлоритом (Chi),				в	известковистых
		доломитовидных				песчаниках			(Па-
		томское		нагорье,		р		Бодайбо;	по
		С. Д. Шеру и А. К. Кондратенко,
		1962); г		— ориентировка «теней дав­
	С h 1	ления»		в	замке		складки		(по
		И. А. Шиловой, 1970);						Pi — направ­
		ление		сжатия,		Р2 —		направление
		растяжения,			п	— проекция			ней­

тральной линии

220

Рис. 150. Стереографическая проекция по­
верхностей максимальных скалывающих							на­
пряжений Ттах в различных эллипсоидах де­
формации		(таких	поверхностей			бесчислен­
ное множество, показано только д в е ):
Ои <т2, <*з — оси главных нормальных напряжений.
Сплошные линии — поверхности ттах в двуосном
эллипсоиде		(условие:	о2=	01 +	CF3
				__);	штриховой
				2
пунктир — поверхности ттах в одноосном эллип­
соиде	(условие: ai>a2= a 3 или a i= a 2>a3); точеч
ный пунктир — поверхности ттах в трехосном эл-
				Oi + a3
липсоиде (условие: ai>a2(=^----------- )><Ь)
				2
(1970)		установила,		что	в	замковой части		складки «тени давле­
ния»	вытянуты		в направлении				растяжения	(см. рис. 80,г). На
рис.	80, г без труда			узнаются особенности складок изгиба с зоной

сжатия в ядре и с зоной растяжения в замке. Минералы с «тенями давления» отмечают замковые части складок и позволяют восста­ новить направления локального действия сил, но этих данных не­ достаточно для суждения о направлении действующих сил на ка­ кой-либо части разреза.

Наиболее трудной задачей является восстановление поля тек­ тонических напряжений, существовавшего во время деформации и вызванного ею. Успешное решение этой задачи возможно толь­ ко в том случае, если в геологических объектах мы найдем анало­ ги поверхностей максимальных скалывающих напряжений тт ах. Теория деформаций устанавливает три принципиальных ориенти­

ровки поверхности Тща*:
1.	При	одноосном стрессе, когда	о\ >	о2 = аз (сжатие) или
0\ = 0 2 >	<Тз	(растяжение), поверхностью	т т ах	является круговой

конус, ось которого совпадает с осью стресса. Если мы эту поверх­

ность нанесем на стереографическую сетку, то	ее след совпадает
с одной из дуг малого круга (рис. 150).
(	O’1 —1“ (Тз \	по­
Ф	2 -----) >

верхностью Ттах	является эллиптический конус, ось которого сов­
падает с наибольшей осью стресса в\.
3. В частном	0\ + Оз
	случае трехосного стресса, когда а2 = — ^------ *

поверхностями тШах являются два круговых сечения эллипсоида. Первых два случая пока еще редко применяются в практике геологических интерпретаций. Применение третьего условия ши­ роко распространено. В частности, на нем основана реконструкция ориентировки осей напряжений при помощи анализа сопряженной сколовой трещиноватости и разрывных смещений по методу М. В. Гзовского. В качестве сопряженных трещин выбираются сколы, характеризующиеся противоположными направлениями

смещений (например, правые и левые сдвиги).

221

В.Д. Парфеновым и С. И. Парфеновым (1980) предложен но­

вый сравнительно простой	прием	реконструкции ориентировки
осей главных напряжений на том		же	третьем условии,	сущность
которого заключается в том,	что	для	всех замеренных	трещин

скола с бороздами скольжения строятся частые оси напряжений Оь (72, аз, среднестатическое положение которых определяет ори­ ентировку соответствующих главных осей напряжений. Порядок работы следующий (рис. 151):

1.С помощью сетки Вульфа наносим на кальку первую трещи­ ну, нормаль к ней и соответствующую борозду скольжения.

2.Совместив борозду скольжения и нормаль к трещине с ме­ ридианом сетки Вульфа (указывая знак смещения по трещине),

строим частные оси о\	и а3	как линии, образующие углы 45°
с бороздой скольжения	данной	плоскости аь аз. Ось о2 частного

скола строится как нормаль к штрихам скольжения на нем или как полюс к плоскости азаь

3. Находим главные оси напряжений как среднестатические положения всех частных осей напряжений.

222

Рис. 151. Проекция частных и главных осей альпийского тектонического поля на­ пряжений для западного окончания Бирюзовского (а) и района сочленения Та- лассо-Ферганского и Молдтауского разломов (б ):

1—3 — частные	оси нормальных	напряжений для отдельных сколовых трещин: / — <т3, 2—
а2, 3 — (Ji, 4 —	полюса трещин	скола, 5 —горизонтальная проекция направления смещений

(борозда скольжения) лежачего крыла трещины на плоскость а3(Ть 6 — оси главных нор­ мальных напряжений для существенно сдвигового поля напряжений, построенные по методу М. В. Гзовского, 7 — то же для надвигового поля напряжений, 8 — главные системы сопря­

женных сдвиговых	(а) и надвиговых (б) сколов, 9 — горизонтальная проекция векторов сме-
щения по сколам,	10 — среднестатистические оси	ср
		нормальных напряжений для сдвигов;

(а)и надвигов (б)

Для определения особенностей поля напряжений пригодны также такие элементы структурного парагенезиса, как кливаж осевой плоскости, «складки волочения», сколовые трещины и кинкзоны.

Впородах, подвергшихся кливажу осевой плоскости, главные оси деформации обычно ориентированы таким образом, что глав­ ная ось растяжения параллельна плоскости кливажа и перпенди­

кулярна к шарнирам складок, максимальное сжатие нормально

к плоскости кливажа,	а медианная (средняя) ось совпадает с
осью складки. Так же,	как плоскости кливажа, располагаются

осевые плоскости истинных складок волочения, возникающих при межпластовых перемещениях в серии слоев существенно различ­ ной компетентности.

Кристаллизационная сланцеватость фиксирует поверхности, перпендикулярные к максимальным сжимающим напряжениям а ь

223

при этом максимальные растягивающие напряжения аз фиксиру­ ются линейностью.

Контрольные вопросы, задания. 1. Назовите тензодатчики деформаций и определите возможность их применения при структурном анализе дислокаций горных пород. 2. Каковы физические условия деформации горных пород? 3. Рас­ смотрите способы восстановления полей тектонических напряжений.

Глава 12. СТРУКТУРНАЯ ПЕТРОЛОГИЯ

Становление тел магматических пород существенно отличается от формирования осадочных образований. Материал для их пост­ ройки поступает из глубины, формирование происходит при высо­ кой температуре, а возникающая форма тел отличается от осадоч­ ных пластов, хотя в некоторых случаях и есть общее в морфологии. Особыми являются внутреннее строение и геология магматических тел. Рассмотрение магматических образований выделяется в само­ стоятельный раздел структурной геологии — структурную петроло­ гию.

В предмет структурной петрологии входит изучение структуры, форм залегания, петрогенезиса и геологии магматических тел. Пос­ ледняя включает как изучение особенностей пространственных и временных взаимоотношений магматических тел с вмещающими породами, так и характеристику их положения в разрезе земной ко­ ры. Все эти вопросы с той или иной степенью детальности мы рас­ смотрим ниже, подразделив, как принято, магматические породы на две группы — вулканические и интрузивные.

12.1. Структурные и текстурные особенности магматических пород

Строение и текстуры вулканических образований. Вулканичес­ кие образования в своей морфологии несут черты как осадочных, так и интрузивных пород. По форме залегания близки к осадочным пласты туфов, покровы лав, межпластовые излияния. Вулканы, жерла, экструзии, как и интрузивные породы, активно прорывают осадочные толщи. Несмотря на разные геологические формы про­ явления вулканических пород, их объединяет одно общее свой­ ство — в их составе всегда присутствуют вулканическое стекло или продукты его раскристаллизации, что свидетельствует о быстром застывании магмы в субаэральных условиях.

Всем типам вулканических образований свойственны текстуры первично-магматического течения — полосчатые, план-параллель- ные (трахитоидные, флюидальные) и линейные. Их изучение позво­ ляет решать ряд геологических и петрологических задач — напри­ мер, о направлении движения расплава, о положении центров изли­ яния, о форме магматических тел и потоков и др.

Ниже мы рассмотрим строение и текстуры поверхностных вул­ канических образований, отнеся рассмотрение вулканитов в инт-

224

Рис. 152. Лавовое поле и шлаковые конусы Северного прорыва Большого трещин­ ного Толбачикского извержения (Камчатка; по Ю. В. Ванде-Киркову, 1978):

1 — лавовое поле, 2 — лавовые бокки (отверстия, из которых лава устремляется вниз), 3 — шлаковые конусы

рузивной фации (экструзивные образования и др.) к последующим

главам.	П е р в и ч н о - м а г м а т и ч е с к и е т е к с т у р ы в у л к а н и т -
1.

т о в. Лавовый поток. Самой рядовой и распространенной формой проявления эффузивных образований является лавовый поток. Л а ­ ва, извергаясь или истекая из жерла вулкана, разливается по по­ верхности и образует лавовые поля небольшой площади — по ши­ рине и длине в пределах первого десятка километров (рис. 152). Мощность потоков обычно не превышает первой сотни метров. Л а ­ вовые поля могут перекрываться осадками, затем снова следует лавовое извержение и т. д. Возникают вулканогенно-осадочные тол­ щи с характерным напластованием.

Лавовый поток, излившись, сразу же приобретает асимметричное строение в вертикальном разрезе. Верхняя часть потока покрыва­ ется коркой, с поверхности морщинистой, шероховатой, пузыристой и др. Волнистая поверхность лавы свойственна основным магмам, глыбовая — кислым. В основании потока образуется зона закалки очень небольшой мощности. Внутренняя часть потока долго остает­ ся жидкой и имеет возможность течь. При этом во внутренней ча­ сти потока происходит дальнейшая дифференциация. Газовые пу­ зырьки всплывают вверх, выделившиеся кристаллы фракциониру­ ются по размеру (величина зерен увеличивается к подошве потока), происходит дифференциация магмы по плотности (плотность воз­ растает сверху вниз). При длительной кристаллизации внутренняя часть потока может даже закристаллизоваться в полнокристалличе­ ские породы (например, в базальтовых лавах — габбро, долериты). Обобщенное строение лавового потока изображено на рис. 153. По особенностям строения легко устанавливаются кровля и подошва потока. Многие лавовые потоки разобщены со своими корнями, так как после прекращения извержения поток еще длительное время, движется и удаляется от него.

225

Шлаки или блоки М орщ ины течения

В разрезах вулканогенно-осадочных толщ лавовые потоки напо­ минают пластовые интрузивные залежи. Главнейшее геологическое отличие заключается в том, что интрузивные залежи моложе как подстилающих, так и покрывающих пород, тогда как лавовые по­ токи моложе подстилающих, но древнее перекрывающих пород. Другие отличия приведены в табл. 12.

Текстуры течения, такие как полосчатость и линейность, прояв­ ляются в средней, наиболее долго не кристаллизующейся части ла­ вового потока. Полосчатость параллельна днищу потока и выраже-

12. Отличие лавовых потоков от пластовых интрузивных залежей (силлов)

Признаки	Лавовые потоки	Пластовые интрузивные залежи
отличия

Строение

Поверхности

контактов

Зоны закалки

Залегание

Флюидальность

Асимметричное				Обычно симметричное
Состав и (или) структура из­				Изменения		состава	и	(или)
меняются от нижнего контак­				структуры		от контактов к
та к верхнему		потока	по­	центру залежи				суб-
Нижний	контакт			Ровные,	прямолинейные,
вторяет	эрозионную поверх­			параллельные
ность, верхний		контакт	не­
ровный				Зона закалки у обеих контак­
Зона закалки у нижнего кон­
такта				тов	переходят в		секущие
Только пластовое				Иногда
В центре и в нижней части				дайки
				У обоих контактов симметрич­
потока				но

226

Рис. 154. Линейность протокристаллов в ан- дезито-базальтовой лаве (г. Тейлор, штат Нью-Мексико, США; по Е. Смиту и Р. Роде­ су, 1972):

1 — ориентировка линейности с переменным уг­ лом падения, 2 — направление уклона линейности в потоке лавы, 3 — границы лавового потока, 4 — границы кратера

на полосами различного состава и структуры. Наиболее часто встреча­ ются полосы с разной окраской. Они очень характерны, например, для обсидианов Армении. Разница в ок­ раске обусловливается степенью окисленности железа и смещением разных струй флюидальной магмы, когда при быстром остывании они не успевают взаимораствориться. Полосы имеют разную мощность —

от миллиметров до метра, иногда выражены неясно и быстро вы­ клиниваются. В некоторых случаях при истечении лав образуется: идеальная полосчатость, как, например, на склонах вулкана блиа Куско в Перу (Т. Фейнингер, 1978). Полосчатая текстура не свой­ ственна лавам основного состава.

В лавах на склонах вулканов интенсивно проявляется линей­ ность кристаллов ранней кристаллизации и включений, которая ориентирована по направлению течения лавового потока (рис. 154).

Подушечные лавы. Особую разновидность лав представляют подушечные лавы (пиллоу-лавы), образующиеся при подводных из­ лияниях магм основного состава. Первоначально они были обнару­ жены в вулканогенных толщах в ископаемом состоянии, а в послед­ нее десятилетие наблюдались непосредственно на дне океана с подводных плавательных аппаратов и фотографировались.

Вследствие излияния под водой или на поверхность, насыщен­ ную водой или водяными парами, лавы свертываются в караваеоб­ разные тела (в современных океанах даже канатообразные тела) с характерным поперечным сечением в виде подушки с выпуклой верхней стороной и вогнутой нижней стороной (рис. 155). Наиболь­ ший размер подушек в поперечном сечении не превышает 1—2 м,

Рис. 155. Подушечная лава (поперечный разрез)

227

в длину они в несколько раз больше. У верхней корки подушки,1 концентрируются газовые пузырьки, полые или превращенные в миндалины. Пространство между подушками заполняется стеклом, которое обычно раскристаллизовано в мелкозернистый агрегат.

Особенности формы и внутреннего строения подушек позволяют определить верх и низ пачки, в которой они залегают.

В подушечных лавах полосатые и линейные текстуры выражены плохо или вообще отсутствуют. Линейные кристаллы нередко ори­ ентируются перпендикулярно поверхности подушек и не отражают поэтому направление течения магмы.

Ту фи. В группу вулканогенных пород входят также туфы (пирокластические образования, тефра). Они образуются за счет вы­ бросов из жерла вулкана обломков кристаллов, пыли, пепла, лапиллей, шлака, обломков и бомб. Рассеивание пирокластического материала по поверхности земли может происходить на больших площадях. Так, при извержении вулкана горы Св. Елена (шт. Ва­ шингтон, США) 18 апреля 1980 г. восточным ветром, дующим в это время года, вулканическая пыль была перенесена и осела тол­ стым слоем в полосе на 800 км к востоку от вулкана, а мелкие ча­ стицы пыли были рассеяны в атмосфере над всей территорией Се­ вероамериканского материка. Непосредственно в зоне вулкана туфовые выбросы сопровождались излияниями лав. Включенные в лаву туфовые обломки ориентировались длинной стороной в нап­ равлении течения магмы, что дает пример ярко выраженной линей­ ной ориентировки, подобной ориентировке кристаллов в лавах. Иде­ альная линейная ориентировка обломков (в направлении от крате­ ра вулкана) выявлена, например, для вулканических туфов Канарских островов.

Пепловые выбросы, не сопровождающиеся лавовыми излияния­ ми, падая на землю, могут образовать отложения с градационной слоистостью, так как крупные и тяжелые обломки падают быстрее, чем мелкие и легкие. Образуются ритмы с уменьшением размера обломков от подошвы к кровле. Наконец, туфовые пласты могут чередоваться с пластами осадочных пород.

2. П е р в и ч н ы е т р е щ и н ы в у л к а н о г е н н ы х п о р о д . Трещины отдельности лавовых потоков и туфовых полей принадле­ жат к типу эндогенных трещин, образующихся при охлаждении магм в потоках и полях, т. е. имеющих контракционный генезис.

Столбчатая или призматическая отдельность представляет наи­ более характерный вид отдельности базальтовых и андезито-ба- зальтовых лав и поэтому называется также базальтовой отдельно­ стью. Застывший поток разбит на длинные, прилегающие друг к другу, столбы-призмы (рис. 156). Количественная оценка, произве­ денная для различных вулканических районов мира, показала, что в застывших потоках преобладают пяти- и шестигранные призмы (примерно 80—85 %). Четырехгранные призмы составляют 10— 12, семигранные — 5—7 %. В количестве меньше 1 % встречаются три- и восьмигранные призмы. Диаметр и высота призм зависят от сте­ пени кристалличности и зернистости пород. В крупнокристалличес-

228

0	30	60 см
----------1	1----------1
Рис. 156. Призматическая отдельность в базальте

ких базальтах диаметр призм составляет 1—3 м, а высота до 15— 20 м. В мелкокристаллических базальтах диаметр 0,1—0,3 м, высо­ та призм до 3—4 м. Поверхности трещин (призматических ограни­ чений) очень неровные, изгибающиеся, расширяющиеся или сужа­ ющиеся. Призматическая отдельность строго автономная и не вы­ ходит за пределы потока во вмещающие породы.

Длинные оси призм располагаются перпендикулярно к дну и поверхности потоков, т. е. перпендикулярны к фронту остывания магмы. Поскольку основание потоков падает под небольшими угла­ ми, то наиболее часто базальтовые столбы в нижней части потоков располагаются субвертикально. В верхних частях потоков, поверх­ ность которых имеет волнистый характер, столбы искривляются и нередко образуют группы наподобие снопа, колосьями вверх. В Пе­ ру базальты со столбчатой отдельностью получили название «ка­ менный лес». На территории нашей страны, особенно в Закавказье, известно много потоков с базальтовой отдельностью. Прекрасные обнажения с базальтовой отдельностью можно видеть, например, недалеко от Еревана в ущелье р. Азат близ пос. Гарни.

Столбчатая отдельность образуется за счет стяжения и сокра­ щения объема при охлаждении. Осями стяжения являются оси столбов. Оказывают влияние также конвекционные токи, направ­ ленные от нижней, наиболее горячей части потока к верхней, охла­ ждающейся. Некоторые ученые (П. Банквитц, 1978) предполагают,

229