130 Глава 5

	Структуры и текстуры горных пород.		С точки зрения структурной геологии,
	«Структура - строение горной породы, в		последнее понимание более емко и конк­
	широком смысле слова -	совокупность ее	ретно, так как при микротекгонических
	признаков, определяемых	морфологичес­	исследованиях	приходится		оперировать
	кими особенностями отдельных составных		двумя категориями термина «структура»:
	частей и их пространственными взаимоот­
			например, структура породы и (дефор­
	ношениями. В более тесном значении этот
			мационные) структуры в породе или сла­
	термин обнимает признаки, обусловленные
	степенью кристалличности, размерами и		гающих ее минеральных зернах. Непол­
	формой кристаллов, способом сочетания		ная терминологическая		тождественность
	их между собою и со стеклом и т.п. особен­		предполагает введение		или	определение
	ностями, определяемыми часто лишь под		терминов. Под элементарной деформаци­
	микроскопом, и потому означает собствен­
			онной структурой (элементом строения)
	но микроструктуру. Внешний структурный
			нужно понимать любое новообразование,
	облик и такие внешние признаки, как отде­
	льность, слоистость, сланцеватость, порис­		или изменение существующих элементов,
	тость, отделяют от структуры в узком смыс­		обусловленное	деформацией. При регу­
	ле и называют текстурой. Такое понимание		лярном или проникающем развитии эле­
	терминов структуры и текстуры принято		ментарных структур, распространенных
	у немецких петрографов; англичане упот­
			по всему объему породы, можно говорить
	ребляют эти термины в диаметрально про­
			о деформационной структуре породы, и
	тивоположном смысле, т.е. структура нем­
	цев - текстура англичан. Русские петрогра­		если элементарные структуры закономер­
	фы примыкают либо к той, либо к другой		но распределены в пространстве (ориенти­
	терминологии» (Ф.Ю. Левинсон-Лессинг.		ровка, чередование), то следует говорить о
	Петрографический словарь, 1937).		деформационной текстуре породы. Такое

понимание близко традиционному рос­ сийскому употреблению терминов, и вместе с тем, с точки зрения деформационного (микротектонического) подхода, в значительной степени соответствует англоязычной терминологии. В то же время, приведенные определения не противоречат главному морфологическому принципу определения и классификации структур и текстур.

В данной главе рассматриваются главным образом структуры и текстуры, видимые под микроскопом, хотя это разделение несколько условно, и многие из них наблюдаются

вшироком диапазоне масштабов и диагностируются также в образцах или обнажениях.

5.1.Плоскостные текстуры

Плоскостные текстуры характеризуются проникающим развитием в породе эле­ ментов строения, имеющих закономерную планпараллельную ориентировку. В за­ висимости от типа плоскостных текстур основными элементами строения являются слоистые силикаты или другие уплощенные минералы, кливажные зоны и микролитоны, минеральные жилы и (редко) стилолиты.

5.1.1. Сланцеватость

Термин «<сланцеватость» используется для определения плоскостных текстур горных пород, образованных планпараллельным расположением пластинчатых или

Деформационные структуры и текстуры горных пород

131

листоватых минералов (фиг. 5.1, а, вклейка; наряду со слоистыми силикатами это мо­ гут быть и другие минералы - например кальцит - фиг. 5.1, б, вклейка). Основны­ ми, или базовыми, элементами текстуры являются уплощенные минеральные зерна. Таким образом, сланцеватость - это морфологический термин, обозначающий мик­ ротекстуру и имеющий однозначное общепринятое толкование [Талицкий, Галкин, 1988].

Сланцеватость - одна из наиболее часто встречающихся текстур метаморфичес­ ких горных пород. В осадочных породах, испытавших сильные диагенетические пре­ образования (алевролиты, филлиты), очень часто отмечается тонкая микросланцева­ тость - текстура, возникающая за счет перекристаллизации слюд при уплотнении породы. Чаще всего послойная микросланцеватость является дотектонической тексту­ рой (т.е. не связанной с региональными тектоническими деформациями) и возникает в обстановке субвертикального сжатия под действием нагрузки вышележащих толщ.

Образование сланцеватости происходит под действием следующих возможных механизмов: пассивного механического вращения уплощенных и удлиненных зерен, дислокационных, диффузионных и рекристаллизационных процессов, миметическо­ го или ориентированного роста новых минеральных зерен в поле дифференциальных напряжений.

Пассивное механическое вращение происходит в породах, которые содержат в себе уплощенные минералы. Например, в гранитах деформация зерен полевых шпа­ тов и кварца при медленном нагружении за счет действия дислокационных или диф­ фузионных процессов приводит к изменению морфологии зерен (уплощенности), развитию порфирокластовых структур. На фоне этих процессов слюды испытывают механическое вращение. Частным случаем такого процесса можно считать образо­ вание сланцеватости за счет формирования уплощенной морфологии минеральных зерен - кварца, полевых шпатов, карбонатов - при медленных пластических дефор­ мациях за счет дислокационного скольжения или диффузии, которые приводят к пере­ ориентировке кристаллических решеток минералов, изменению формы зерен, в ряде случаев - к вращению при межзерновом проскальзывании.

Рекристаллизационные процессы (особенно при рекристаллизации за счет вра­ щения субзерен) также могут приводить к формированию ориентированного распо­ ложения зерен. Частным случаем является рекристаллизация при образовании клива­ жа [Талицкий, 1992]. Растворение под давлением контактирующих зерен приводит к увеличению площадей контактов между зернами (см. разд. 5.1.2), и, следовательно, снижению скорости растворения. При увеличении температуры в процессе дефор­ мации начинается перекристаллизация таких «напряженных» зерен с образованием новых, ориентированных ортогонально по отношению к оси максимального сжатия и наследующих плоскости кливажа.

Миметический рост уплощенных минералов происходит после формирования сланцеватой текстуры, при замещении более ранних неустойчивых минералов с на­ следованием их формы, иногда по прослоям, геохимически обогащенным необходи­ мыми для роста новых минералов компонентами.

Рост новых минералов при направленном давлении с образованием кристалли­ зационной сланцеватости происходит при практически полной перекристаллизации

132

Глава 5

породы. Деформация сопровождается усилением степени метаморфизма и образова­ нием новых минеральных парагенезисов, устойчивых в данных термодинамических условиях. Кристаллизация новых минералов происходит в соответствии с «принци­ пом Рикке», который определяет рост минералов в направлении, ортогональном оси максимального сжатия.

Проникающий (пронизывающий) характер сланцеватости в сочетании с послойной ориентировкой - отличительная особенность большинства метаморфических комплек­ сов. Наряду с другими структурами (складки, будинаж, структуры сплющивания и др.) сланцеватость образует устойчивую ассоциацию структур, которая может быть опреде­ лена как парагенезис послойного течения метаморфических пород [Миллер, 1997].

Секущее положение сланцеватости и слоистости на крыльях и в замках складок наблюдается реже. С учетом широкого развития в метаморфических комплексах изок­ линальных складок при петротектоническом анализе важно установить соотношения деформационной сланцеватости с первичной слоистостью (полосчатостью) в замках складок. При секущих соотношениях сланцеватость может иметь рекристаллизационную (см. выше) природу, образуясь одновременно со складками, или развиваться по более ранним кливажным поверхностям при последующем метаморфизме.

5.1.2. Кливаж обломочных пород

Поликомпонентное строение обломочных пород (различный состав как обломков, так и цемента), широкие вариации структурно-текстурных особенностей (грануло­ метрического состава, степени окатанности обломков, количественного соотношения цемента и обломков, типа цемента и др.) позволяют рассматривать любую обломоч­ ную горную породу как сложную систему, деформация которой определяется взаи­ модействием ряда факторов. Так, для слагающих горную породу минералов действие разных механизмов деформации зависит от внешних параметров, в том числе от ве­ личины и скорости нагружения. Петроструктурные исследования показывают, что, за редким исключением, одной из главных текстур деформированных обломочных горных пород (исключая грубообломочные) является межзерновой кливаж [Талиц­ кий, Галкин, 1988] в сочетании с минеральными жилами и симметрично расположен­ ными в тенях давления обломочных зерен так называемыми «бородами нарастания», сложенными тонковолокнистыми минеральными новообразованиями (см. разд. 5.5) [Гончаров и др., 1995]. Эта особенность определяется взаимодействием двух главных факторов - двухкомпонентным строением литифицированных обломочных горных пород, состоящих из более крупных частиц (обломков), которые погружены в цемент (матрикс), и наличием свободного порового флюида.

Межзерновой кливаж - плоскостная микротекстура, выраженная плоскопараллель­ ным расположением в породе уплощенных агрегатов, состоящих из глинистых, слюдис­ тых, рудных минералов и органического вещества [Талицкий, Галкин, 1988]. Наличие кливажа обусловливает способность породы расщепляться на тонкие пластинки. Его макроскопическим выражением является трещиноватость на крыльях складок, секу­ щая слоистость. Термин «кливаж» является морфологическим и отражает особенности строения горной породы на микроуровне. Основными (базовыми) элементами, опреде-

136		Глава 5
частота		Iчастый
кливажных зон
морфология	редкий
кливажных зон
	несовершенный,	/
	грубый
процентное
соотношение
кливажных зон и
микролитонов	1%

резкий “шаговый”

структурный рисунок кливажных зон

планарный анастомозныи (параллельный) (ветвящийся)

характер перехода между кливажными зонами и микролитонами

проникающий

ш

сопряженный (ромбовидный)

постепенный

резким, дискретным

Рис. 5.4. Классификация кливажных текстур по морфологическим признакам. По [Atlas..., 1980, Passchier, Trouw, 1996] с изменениями.

ясь на концентраторах напряжений каждого зерна, образуют проникающую текстуру (рис. 5.5, а, б). При этом формирование кливажа может протекать за счет растворения как обломочных зерен, так и цемента (1 и 2 на врезке, см. рис. 5.5, а). Кливажные зоны в таких породах соответствуют грубоволнистому и планарному морфологическим ти­ пам, эволюционируя к последнему при увеличении деформации, при этом частота кливажных зон напрямую зависит от размера обломков (см. рис. 5.5, а). В полимиктовых породах, сложенных лито- и кристаллокластами, избирательное растворение в областях концентраторов напряжений, определяющееся различным минеральным со­ ставом зерен, может приводить к образованию более редких регулярных кливажных зон, возникающих за счет растворения зерен определенного минерального состава, а также цемента между нерастворимыми обломками.

Проникающий межзерновой кливаж в обломочных породах возникает при 20-30- процентной деформации укорочения [Гаврилов и др., 1999]: «зародыши» кливажных зон, сформировавшись на большеугловых по отношению к ориентировке сжатия границах зерен, сливаются друг с другом на поздних стадиях процесса и образуют протяженные планарные зоны. Вместе с тем, можно наблюдать извилистые и ветвящиеся кливажные зоны, возникающие за счет сконцентрированного избирательного растворения вещества

Деформационные структуры и текстуры горных пород

137

Рис. 5.5. Морфологические типы кливажа в различных по составу породах (рисун­ ки по микрофотографиям): а,

б- проникающий слабовол­ нистый межзерновой кливаж (о - в мелкозернистом алевритистом аркозовом песчанике, на врезке - растворение квар­ цевого зерна (7) и цемента (2) с

переотложением растворенно­ го вещества в тенях давления;

б- в мелкозернистом кварце­ вом песчанике); в-з - кливаж агрегатного типа: в - грубый

в полимиктовом мелкозер­ нистом песчанике; г - грубый

ветвящийся в полимиктовом песчанике; д - грубый изви­

листый в песчанике, проника­ ющий планарный в алевролитовой линзе; е - проникающий

извилистый	в алевролите,
на врезке	показан	средний
размер единичного		обломка;

ж - грубый ромбовидный в песчанистом известняке, з - пилообразный стилолитоподобный в кристаллокластическом туфе; и - стилолито-

вые швы в тонкокристаллическом углеродистом известняке, на врезке показаны средние размеры кристаллов.

(рис. 5.5, г-з)\ такие локальные или регулярные зоны на микроуровне (в масштабе шли­ фа) нередко формируют проникающую текстуру на макроуровне (в масштабе образца).

Морфологически такие текстуры можно охарактеризовать как ветвящийся (см. рис. 5.5, г), грубый (см. рис. 5.5, д \ извилистый (см. рис. 5.5, е), грубый ромбовид­ ный (см. рис. 5.5, ж), пилообразный стилолитоподобный (см. рис. 5.5, з) кливаж. В отличие от проникающего межзернового кливажа, образование которого протекает в результате суммарного действия равномерно распределенных в породе концентра­ торов напряжений, при образовании такого «несовершенного» кливажа происходит избирательное действие лишь некоторых зерновых концентраторов, при котором осу­ ществляется быстрый рост зон растворения по простиранию, их слияние, и, начиная с некоторой стадии, растворение протекает на границах новообразованных микробло- ков-макролитонов (зерновых агрегатов, см. рис. 5.5, г-з). Подобные текстуры можно называть кливажем агрегатного типа [Кирмасов, 2002].

Морфологическим отличием кливажа агрегатного типа от кливажных швов и «пучков» является его регулярное или проникающее распространение в породе, тогда как швы могут быть охарактеризованы как зоны сгущения кливажа, возникающие на концентраторах напряжений других структурных уровней (например, уровня слоев при формировании муллион-структур, см. разд. 6.3). Формирование кливажа агре­ гатного типа, как и стилолитов, может быть обусловлено более ранними плоскост­ ными (в том числе трещинными) неоднородностями, контролирующими флюидную

138

Глава 5

миграцию; в данном случае релаксация напряжений будет определяться действием концентраторов агрегатов зерен, слагающих стенки трещины. Более общие причины формирования таких текстур - состав и строение обломочных пород: кливаж агрегат­ ного типа формируется в породах с плохой сортировкой обломков за счет различной скорости формирования кливажа на концентраторах зерен различного размера (см. рис. 5.5, г, д, ж), в породах полимиктового состава (рис. 5.5, в), где ведущим фактором

Кливаж агрегатного типа. В качестве одной из причин формирования зон сконцентри­ рованного растворения можно рассматривать активную миграцию флюида [Галкин, 1993]. Не в меньшей степени данные процессы определяются первоначальной структурой пород. В разнозернистых породах часто можно наблюдать проникающий кливаж в сложенных алев­ ролитами фрагментах породы, тогда как обломочные зерна псаммитовой размерности не об­ наруживают следов растворения (или последние развиты фрагментарно).

При деформации слоистых толщ в мелкообломочных породах межзерновой кливаж лучше выражен и формируется быстрее за счет того, что при компрессионной ползучести скорость деформации связана обратной степенной зависимостью с размером площадки, на которой происходит растворение под давлением [Гаврилов и др., 1999; Талицкий, 1989а; Теркот, Шуберт, 1985]. Этот фактор характеризует не только деформацию крупных объемов слоистых пород, но и существенно влияет на развитие структур растворения уже на уровне агрегатов зерен (см. рис. 5.5, г, д).

Очевидно, что при деформации разнозернистых пород более «жестким» (медленнее де­ формирующимся) структурным каркасом будут выступать крупнозернистые участки, тогда как в мелкозернистых участках кливаж развивается быстрее: в итоге компактные зерновые агрегаты псаммитов могут образовать обособления, и в качестве концентраторов напряже­ ний будут выступать не отдельные зерна, а их агрегаты. В результате могут формироваться микролитоны, сложенные псаммитами на фоне тонко кливажированного алевритового мат­ рикса (см. рис. 5.5, г), морфологически сходные с кливажными микромуллионами (см. разд. 6.3). Можно наблюдать и обратные соотношения: частый планарный кливаж в линзах алев­ ролитов на фоне редких отдельных кливажных зон в общей псаммитовой массе породы (см. рис. 5.5, д), возникающий при «схлопывании» менее прочных (т.е. потенциально быстрее

деформирующихся) алевритовых линз.

В алевролитах и алевропелитах с большой долей глинистой составляющей могут воз­ никать хорошо морфологически оформленные планарные проникающие кливажные зоны, но при этом их частота не связана напрямую с размерами обломочных зерен (см. рис. 5.5, е; обломочное зерно показано на врезке в правом нижнем углу рисунка), как в случае, пока­ занном на рис. 5.5 а, б. Очевидно, что и в этом случае процессы растворения под давлением

протекают избирательно, на уровне взаимодействия агрегатов зерен.

Неоднородности строения (рудные включения, микроорганика, додеформационные жилы) нередко инициируют формирование зон растворения, дальнейшее развитие и морфо­ логическое оформление которых протекает при взаимодействии агрегатов зерен (см. рис. 5.5, ж). Отсутствие ярко выраженных концентраторов приводит к возникновению коррозионных

швов (например, в кварцитах на контактах зерен); при дальнейшей структурной эволюции в таких плотно упакованных обломочных породах формируются стилолитоподобные зоны растворения (см. рис. 5.5, з).

Несмотря на разную морфологическую выраженность, описанные выше текстуры (см. рис. 5.5, г-з) формируются под действием процессов растворения под давлением в породах,

первоначальная структура и (или) состав которых определяют протекание деформационных процессов на концентраторах напряжений уровня агрегатов зерен, а не на относительно рав­ номерно распределенных по всему объему зерновых концентраторах. Мощность кливажных ^ микролитонов в таких породах обычно намного превышает размеры зерен._______________

Деформационные структуры и текстуры горных пород

139

является разная скорость растворимости обломков различного состава и цемента во флюиде. Быстрый переход на уровень агрегатов зерен при формировании зон раство­ рения обеспечивается при плотной упаковке литоили кристаллокластов (см. рис. 5.5, з), а также в алевролитах и алевропелитах (см. рис. 5.5, ё). Помимо состава и структу­ ры большое значение имеет скорость нагружения.

Таким образом, структурным результатом действия механизма растворения под дав­ лением при деформации обломочных горных пород (псаммитов и алевритов) является формирование кливажа. Кливаж обломочных пород можно разделить по морфологии на межзерновой кливаж и кливаж агрегатного типа (агрегатный). Межзерновой кли­ важ является деформационной микротекстурой, образованной линзовидными микролитонами, мощность которых соизмерима с обломками (зернами) породы, которые раз­ делены нитевидными кливажными зонами, сложенными нерастворимым веществом. Образование межзернового кливажа происходит под действием однородно распреде­ ленных в породе и одновременно действующих концентраторов напряжений зернового типа. Кливаж агрегатного типа представляет собой микротекстуру, которая образова­ на регулярными или проникающими кливажными зонами, разделяющими сложенные агрегатами зерен микролитоны. Такая деформационная микротекстура формируется за счет сконцентрированного в отдельных зонах растворения, морфология, положение и густота которых определяются составом и особенностями строения породы.

Образование межзернового кливажа ортогонально оси сжатия (см. рис. 4.24) опре­ деляет возможности использования этой плоскостной текстуры в качестве кинематичес­ кого и динамического индикатора. Ось укорочения эллипсоида конечных деформаций в общем случае также ориентирована ортогонально кливажным зонам (см. разд. 5.9). По­ нятно, что в процессе деформации возникают частные несоответствия между ориенти­ ровками динамических осей, восстанавливаемых по структурам разных уровней: впос­ ледствии кливажированный объем породы может испытывать вращение, а микролитоны - сдвигаться по кливажным поверхностям относительно друг друга (см. разд. 7.4.3.2).

Кливаж обломочных пород (так же как кливаж плойчатости и кливажные швы, см. ниже) является типоморфной структурой складчатых толщ. Особенности вещественного состава и характера слоистости в породах в сочетании с внешними условиями деформации влияют на структурообразование в слоистых средах: кливаж нередко веерообразно разворачивается, «преломляясь» на границах слоев с различными свойствами (прежде всего, с разным гранулометрическим составом), или занимает параллельное осевой поверхности положение - кливаж осевой плоскости (фиг. 5.2, вклейка, а также разд. 7.4.3).

В складчатых терригенных толщах наиболее характерно секущее положение кли­ важа по отношению к слоистости, которое наблюдается как в обнажениях (см. фиг. 5.2, вклейка), так и под микроскопом (рис. 5.6). В филлитах и глинистых сланцах по частым плоскостям напластования и кливажа формируется так называемая карандаш­ ная отдельность (рис. 5.7).

Параллельный слоистости кливаж может формироваться на стадии диагенетического уплотнения осадка [Япаскурт, 1995]. При диагенетическом уплотнении зоны кливажа могут одновременно являться проводниками сконцентрированного флюидопереноса [Галкин, 1993] при горизонтальном направлении просачивания. Субпос-

152

Глава 5

макроскопически) такие жилы представлены волокнами нарастания на ступеньках сколовых трещин - зеркал скольжения, и по ориентировке волокон можно определить кинематику перемещения по сколу.

В эволюции жил выделяют стадию зарождения и стадию роста. При своем форми­ ровании жилы нередко наследуют ранние структурные и текстурные неоднородности (например, трещины, кливаж или стилолиты), ориентированные под острым углом к ориентировке сжатия. В общем случае зарождение жил в породах с изотропной струк­ турой можно объяснить с использованием модели Гриффитса, согласно которой при образовании трещин используются микронеоднородности, рост которых осуществля­ ется за счет действия концентраторов напряжений у их окончаний, где напряжения превышают средние напряжения в породе в сотни и тысячи раз (рис. 5.28) [Файф и др., 1981]. Описаны структуры пластического «предразрушения», локализованные в пределах узкой зоны, которые, вероятно, предшествуют образованию жил в породах. В дальнейшем в этих зонах формируются отдельные микротрещины отрыва, расту­ щие по механизму Гриффитса и соединяющиеся в единую трещину отрыва.

	фронтальные
	кжие сколы
	А
*	/ '
	участок концентрации
	напряжений

наиболее вероятное положение будущей жилы

\

//

Рис. 5.28. Образование трещин отрыва проис­ ходит при разрастании микротрещин, ориенти­ рованных ортогонально растяжению (утолщен­ ные линии). У окончаний каждой такой мик­ ронеоднородности концентрируются напряже­ ния, за счет которых происходит прорастание трещин (на врезке). Микронеоднородности прочей ориентировки находятся в стабильном состоянии. На определенном этапе, на участке сближенного расположения растущих микро­ трещин происходит формирование отрыва (по­ казан пунктиром). Дальнейшая стадия роста сопровождается раскрытием трещины, а также ее латеральным прорастанием.

»

Стадия роста жилы тесным образом связана с двумя процессами: переносом рас­ творенного вещества во флюиде и его отложением в растущей жиле при перенасыще­ нии раствора.

Перенос растворенного вещества во флюиде осуществляется за счет диффузии в растворе, течения флюида и гидроразрыва [Bons, 2000,2001]. Диффузия может проис­ ходить даже в полностью неподвижном растворе, когда направление потока растворен­ ного вещества определяется градиентом химического потенциала. Диффузия - очень важный геологический механизм переноса вещества в процессе растворения под дав­ лением (компрессионной ползучести) и при метаморфических реакциях, но она может обеспечить только локальный перенос.

При течении происходит совместный перенос флюида и растворенного в нем ве­ щества. Водный флюид, обладая по сравнению с горными породами очень низкой вяз­ костью, может относительно легко и быстро перемещаться на большие (до нескольких километров) расстояния в массиве горных пород. Движение флюида осуществляется через трещинные каналы или пористые среды, а также за счет гидроразрыва.

Деформационные структуры и текстуры горных пород

153

Втрещинных каналах флюид перемещается по градиенту гидростатического напора

вобласти с пониженными значениями гидростатического давления. Перемещение осу­ ществляется через тонкие микроскопические трещинки или поры (просачивание). При просачивании флюид находится в постоянном тесном контакте со всем объемом горной породы и может вступать с ней в активное взаимодействие (метасоматоз), образуя жилы замещения. При локализованном или сконцентрированном потоке в трещинах отрыва флюид контактирует толь­ ко со стенками трещин, не

	затрагивая основной части						А -L-	избыточноедавление = +Lх 1.7 х 104 Па/м
	породного объема.							P/0Z= 1.0x104 Па/м
		При		гидроразрыве
	прорастание			трещины и		2 L	0-
	движение флюида проис­
	ходит одновременно (рис.					1 .У
	5.29).		Скорость		потока
	в	случае		гидроразрыва				недостаточноедавление = '
	очень высока (порядка не­							- Lx 1.7 хЮ4Па/м
	скольких метров в секун­						глубина (Z)
	ду), но движение неустой­					Рис. 5.29. Принцип гидравлического разрыва: a - избыточное давление вы­
	чиво:		короткие		вспышки	звано увеличением объема флюидной фазы (например при дегидратации
	подвижности чередуются					пород); б - избыточное давление вызвано столбом флюида. Давление в вер­
						тикальной, заполненной флюидом трещине отображено на диаграмме дав­
	с долгими периодами стаг­					ление - глубина. Разность плотностей между флюидом (около 1000 кг/м3) и
	нации, или оно сменяется					породой (около 2700 кг/м3) вызывает избыточные давления флюида в вер­
	другими типами				течения.	хней части трещины, и недостаток - в нижней. Разница пропорциональна
						длине трещины 2L. По [Bons, 2000] с изменениями.
	^	Гидроразрыв. Если давление флюида в непроницаемых породах превысит их прочность, ^
		то породы разрушаются -				происходит гидроразрыв. Обычно это возникает, когда область
		с избыточным флюидным давлением окружена непроницаемыми породами или перекрыта

ими. Причиной гидроразрыва может выступать увеличение объема флюидного резервуара, например при реакциях дегидратации (см. рис. 4.32, а), или разность гравитационных сил, действующих в кровле и в основании флюидного столба (см. рис. 4.32, б). Фактически гид­

роразрыв можно рассматривать как инъекцию жидкости под давлением, превышающим со­ противление (прочность) пород.

Высокое, близкое к литостатическому, флюидное (гидростатическое) давление может формироваться только в режиме низкой проницаемости, которая препятствует быстрой раз­ грузке флюида [Sibson et al., 1975]. Таким образом, флюидные давления, близкие к литоста­ тическим, могут существовать только на глубоких горизонтах земной коры. Сверхвысокое флюидное давление может формировать высокую проницаемость при гидроразрывном трещинообразовании в процессе деформации. При движении флюида по новообразованным ка­ налам-трещинам происходит снижение флюидных давлений до гидростатического уровня. «Схлопывание» и заполнение трещинных полостей жильным материалом снижает проница­ емость и со временем флюидное давление снова возрастает до сверхвысоких значений.

Такое циклическое поведение возрастающего флюидного давления до внезапного разрывообразования, следующее за ним в итоге освобождение флюида и снижение флюидного дав­ ления известно как эффект «тектонического нагнетания» [Файф и др. 1981; Sibson et al., 1975]. Этот механизм обычно используется для объяснения образования жильных зон, в том числе для золото-кварцевых мезотермальных золоторудных месторождений [Bons, 2000,2001].

156

Глава 5

отложение происходит при появлении открытой полости. Например, в случае с пере­ насыщенным флюидом отложению препятствует низкая пористость вмещающих по­ род [Putnis et al., 1995], и поровый флюид остается перенасыщенным до тех пор, пока раскрывающаяся трещина не обеспечит достаточного места для отложения. Кроме того, различие условий в трещине и породах стенок (например флюидного давления) вызывает различие химизма флюида. Так, растворимость кремнезема зависит от дав­ ления, и, следовательно, при равной концентрации кремнезема флюид недонасыщен при высоких флюидных давлениях в породах стенок и перенасыщен при более низких давлениях в трещине, где и происходит отложение.

В открытой системе флюид поступает по трещине извне, и его химический состав сильно отличается от порового в стенках трещины. Отложение жильных минералов в трещине происходит при перенасыщении раствора за счет изменения температуры, дав­ ления или химизма привнесенного флюида при его смешивании с поровым. Таким об­ разом, жилы действуют как высокоэффективные каналы сконцентрированного флюидопотока, обеспечивая значительный по дальности перенос [Галкин, 1993; Bons, 2000].

Рост минералов в трещинном растворе происходит даже при очень небольшом (по­ рядка нескольких микрон) свободном пространстве, до тех пор пока кристаллы не на­ тыкаются на другую стенку трещины (см. рис. 5.30). Согласно данным экспериментов [Hilgers, Urai, 2002], скорость роста кристаллов закономерно изменяется вдоль тре­ щины, и быстрее растут кристаллы, расположенные ближе к источнику поступления флюида (по мере кристаллизации концентрация в растворе снижается, и при движении вдоль трещины флюид становится все менее насыщенным - скорость кристаллизации падает). Кроме того, отмечается резкое падение скорости роста при соприкосновении встречных кристаллов и запечатывании трещины: за счет снижения свободного тре­ щинного пространства происходит переход от свободного роста к стесненному.

Морфология растущих кристаллов определяется кристаллизационной силой ми­ нералов разного состава и, кроме того, зависит от кристаллографической ориентиров­ ки. В результате внутренняя структура жилы определяется несколькими факторами [Urai et al., 1991]: морфологией поверхности трещины (сглаженная, зазубренная), со­ ставом зерен слагающих стенку минералов, шириной раскрытия трещины и габиту­ сом и кристаллографической ориентировкой кристаллов слагающих жилу минералов [Urai et al., 1991; Nollet et al., 2005]. При действии механизма запечатывания обычно формируются удлиненные и волокнистые кристаллы.

Большинство морфологических признаков отражает определенные особенности формирования жил. Наиболее яркими из них являются состав и форма слагающих жилы кристаллов. Минеральный состав жил определяется составом флюида, а за­ кономерное изменение состава свидетельствует об изменении флюидного режима. Наиболее показательны в этом отношении полиминеральные зональные жилы (см. рис. 5.24, а, 5.25). Изучение большого статистически значимого материала позволяет обнаружить определенные закономерности таких изменений. Латеральная изменчи­ вость состава (см. рис. 5.24, б) указывает на возможное изменение флюидного режима при прорастании жил. Полиминеральные незональные жилы свидетельствуют о со­ ставе флюида, из которого возможна кристаллизация сразу нескольких (как правило, двух) минеральных фаз.

Деформационные структуры и текстуры горных пород

157

Волокнистый и удлиненный облик кристаллов свидетельствует о медленном рас­ крытии жил. Идиоморфно-зернистые агрегаты, очевидно, формируются в обстановке быстрого открытия и свободного роста кристаллов [Lee, Wiltschko, 2000].

Не менее важной характеристикой является морфология жил. Выдержанность жил по простиранию указывает на устойчивость динамических обстановок, в которых происходил процесс латерального прорастания. В сочетании с «чужеродным» соста­ вом жильных минералов это может являться признаком возможного гидроразрывного происхождения жил и привноса вещества в открытой системе. Неправильные, угло­ ватые жилы наблюдаются реже (см. рис. 5.19, б), формируясь скорее по более ранним разноориентированным трещинным неоднородностям в обстановке одноактного рас­ крытия. Пересечения жильных систем разной ориентировки свидетельствуют о смене динамических условий во времени.

Жилы являются масштабно инвариантными структурами, с вариациями мощнос­ тей от нескольких десятков микрон до первых метров и десятков метров. Отноше­ ние мощности жилы к ее длине, как правило, соответствуют 1:10 и обычно меньше. Существует общая тенденция увеличения протяженности жил с увеличением мощ­ ности, в некоторых случаях нарушаемая локальными факторами или особенностями формирования. Так, в «переполненных» кальцитовыми жилами карбонатных песча­ никах было зафиксировано соотношение мощности и протяженности 1:3-1:4 (рис. 5.33). Формирование таких структур, вероятно, связано с обстановкой одноосного уд­ линения с блокирующим действием швов растворения (см. рис. 5.21), формирующих грубую отдельность: жилы имеют как острые, так и тупые окончания, ориентировка грубых волокон в жилах соответствует удлинению брусовидной отдельности.

Жильные зоны и поля состоят из систем пространственно сближенных жил. Мно­ гочисленные пересекающиеся жилы формируют штокверковые тела с упорядоченным или неупорядоченным характером жильных систем. Наиболее важными элементами с кинематической точки зрения являются системы кулисных, или эшелонированных жил (рис. 5.34), возникающих в зонах хрупко-пластических сколов (рис. 5.35, 5.36). В эшелонированных системах жилы нередко испытывают изгиб, приобретая сигмои­ дальную форму.

Существует две основные модели, объясняющие формирование кулисных систем сигмоидальных жил. Согласно первой (см. рис. 5.34,1), в зоне хрупко-пластического скола происходит одновременное разрастание трещин и их раскрытие [Dumey, Ram­ say, 1973]. В этой модели жилы как относительно более компетентные (более вяз­ кие) объекты приобретают сигмоидальный изгиб за счет разной величины вращения,

Рис. 5.33. Короткие переутолщенные кальцитовыежилывкарбо­ натных песчаниках гольцовой свиты (Уакитская зона, Северное Забайкалье); рисунок по фотографии. На субвертикальную бру­ совидную отдельность сечением до 20 см в поперечнике и дли­ ной «брусьев» до 1 м, наложены ортогональные жилы с соотно­ шением мощности и протяженности 1:3-1:4. Жилы наблюдают­ ся как внутри «брусьев», так и на поверхности отдельности (см. врезку). Брусья ромбовидные, отдельность предположительно сформирована по грубому агрегатному кливажу.

	Деформационные структуры и текстуры горных пород	159
вариант	локальной структурной
перестройки: формирование вновь
образованной расслоенности при­
водит к	изменению внутренней
структуры зоны хрупко-пластич­
ного скола и изгибным деформа­
циям жил или межжильных пере­
мычек.
Кулисные жилы часто фор­
мируют	сопряженные системы.

Обычно такие структуры интер­

претируются	как структуры со­	биссвкторная
		плоскость
пряженных	хрупко-пластичных	Рис. 5.37. Сопряженные системы сходящихся (a) и расходящих­
сколов, в которых трещины от­		ся (б) жил. Продолжения жил в таких системах «сходятся» (а)
рыва ориентированы субпарал­		или «расходятся» (б) с биссекторной плоскостью в углу /?. Угол
лельно биссектрисе острого угла		между ориентировкой жилы и ориентировкой системы жил (а)
между сколами (рис. 5.37). Од­		больше или меньше, чем половина угла между системами (/} / 2).
		По [Smith, 1996] с изменениями и дополнениями.
новременное	формирование сис­

темы сопряженных сколов и трещин отрыва предполагает общность динамических обстановок - ось растяжения ориентирована ортогонально трещинам отрыва, ось сжатия - вдоль них, в биссекторной плоскости острого угла между сопряженными кулисными жильными системами (см. рис. 5.37). Показано [Smith, 1996], что системы с параллельными биссекторной плоскости жилами являются лишь частным случаем единого морфологического ряда сопряженных систем жил (см. рис. 5.37; рис. 5.38). Формирование расходящихся и сходящихся жильных систем (см. рис. 5.37) является следствием особенностей морфологии сопряженных хрупко-пластичных сколов и ме­ ханических процессов, протекающих при их формировании. Угол между сопряжен­ ными сколами определяется составом породы, а ориентировка жил в них - динамичес­ кими и кинематическими условиями формирования жил. Морфология сопряженных кулисных систем должна учитываться при определении динамических условий - в общем случае ось растяжения может оказаться не ортогональной отдельным жилам (рис. 5.39). В механическом смысле образова­ ние сопряженных систем кулисообразных жил означает структурную перестройку: разделен­ ные кулисными системами сегменты пород

Рис. 5.38. Диаграмма, на которой отображены точки жиль­ ных систем в координатах сопряженного угла между сис­ темами жил (Р) и углом между ориентировкой системы и отдельных жил (a), [Smith, 1996] с упрощениями: 1 - дивер­ гентные, а < /?/2; 2 - параллельные, а = /7/2; 3 - слабо конвер­ гентные, Р > а > /?/2; 4 - пересекающиеся параллельные а = р\ 5 - сильно конвергентные, а > /?. Группа точек - данные

наблюдений [Smith, 1996], в которых преобладают конвер­ гентные системы, тогда как «классические» параллельные

не зафиксированы. угол между жилами и системой жил, a

166

Глава 5

Трехмерная морфология бород нарастания указывает на динамическую обста­ новку нагружения (рис. 5.50). Изучение бород нарастания дает возможность оценить величину деформации удлинения (достигающую 200-300 % и более) [Галкин, 1988; Ramsay, Huber, 1983; Tan et al., 1995], которая может превышать среднюю по породе в несколько раз.

Различные объемные эффекты при деформации могут быть оценены при сопос­ тавлении бород нарастания и кливажа в деформационно-химических структурных парагенезах. В случае, если процессы растворения-переотложения протекают без изменения объема (существенного выноса вещества из системы), в тенях давления включений наблюдается переотложение минерального вещества, растворенного в ло­ кальном, окружающем жесткое зерно микрообъеме, с формированием бород нараста­ ния (рис. 5.51, а). В отличие от бород нарастания, тени деформации (или структуры теней давления) - расположенные симметрично на противоположных сторонах зерен и включений участки недеформированного матрикса (цемента) с сохранившейся пер­ вичной структурой [Галкин, 1988]. Тени деформации образуются в тыльных частях включений или зерен в обломочных породах при образовании межзернового кливажа (рис. 5.51, б; см. рис. 5.2, а, в). Если деформация протекает с образованием бород нарастания в отсутствие структур растворения под давлением, предполагается увели­ чение объема при деформации (рис. 5.51, в).

Генетически образование структур теней давления определяется действием кон­ центраторов зернового уровня в системе матрикс-включение, а структурообразую­ щим результатом является недеформированная структура цемента (матрикса). Таким образом, тень деформации - это структурно реализованная тень давления. Фактичес-

Рис. 5.50. Трехмерная морфология бород нарастания в зависимости от типа деформации: а - одноосное сплю­ щивание, б - плоская деформация, в - одноосное обжатие (вытягивание). По [Николя, 1992] с изменениями и

дополнениями.

а

A V = 0

•

AV>0

Рис. 5.51. Различные структуры теней дефор­ мации в зависимости от типа деформации и объемных эффектов: а - плоская деформация

(без изменения объема), деформированные бороды нарастания и кливажные зоны; б - од­

ноосное сжатие (уменьшение объема), кливаж­ ные зоны без бород нарастания с образованием теней деформации в тыльных частях зерен;

в- одноосное растяжение (увеличение объ­

ема), бороды нарастания, кливажные зоны от­ сутствуют. Бороды нарастания формируются

втенях давления, у контактов, ориентирован­ ных по нормали к растяжению; кливажные зо­ ны - вдоль контактов, ортогональных сжатию. По [Passchier, Trouw, 1996] с изменениями.

Деформационные структуры и текстуры горных пород

171

вала какая-либо текстура (сланцеватость, полосчатость, плойчатость), то элементы текстуры, сохраняясь в порфиробласте, образуют определенную внутреннюю струк­ туру порфиробласта за счет закономерного внутреннего рисунка включений (см. рис. 5.52; 5.55, в).

Включения обычно представлены непрозрачными минералами (графит, рудные минералы), а также кварцем, цирконом, монацитом и др. Слюды более редки, но мо­ гут присутствовать в некоторых глиноземистых порфиробластах в качестве остатка не прореагировавшей фазы. Считается, что обилие включений в глиноземистых пор­ фиробластах определяется ограниченной подвижностью Al-иона в условиях низких и средних РТ-условий [Passchier, Trouw, 1996]: глиноземистые порфиробласты растут в участках породы, обогащенных алюминием (например в более слюдистых прослоях), при затрудненном замещении низкоглиноземистых минералов, которые «консервиру­ ются» в порфиробласте в виде включений.

Рост минеральных фаз в тенях давления порфиробластов в приоткрывающихся трещинах осуществляется на более поздних стадиях [Lister et al., 1986, Barker, 2002] (см. рис. 5.55; рис. 5.57). Как правило, при выполнении теней давления той же ми­ неральной фазой, что и порфиробласт, в них отсутствуют включения. Нередко такие тени давления выполняются другими минералами. Минеральный состав выполнения теней давления порфиробластов, скорее всего, зависит от особенностей метаморфи­ ческих процессов, а приоткрывающиеся в тенях давления трещины могут существен­ но влиять на проницаемость матрикса и параметры флюидных потоков.

Соотношения между структурой включений внутри порфиробласта и текстурой (сланцеватостью) матрикса являются хорошими кинематическими индикаторами, ко­ торые широко используются при реконструкции деформационно-метаморфической эволюции [Aerden, 2004; Chan, Crespi, 1999 и др.]. Рост порфиробластов по отноше­ нию к структурообразующим событиям может быть до-, син- и последеформационным [Петрография, 1986; Zwart, 1962]. Для неодноактно деформированных пород можно выделять также междеформационный (интердеформационный) рост, проте-

			Рис. 5.57. Последовательность деформацион­
			ных событий при дроблении и обрастании пор­
			фиробластов: а - рост хлоритовых порфироб­
			ластов, обычно близортогонально плоскостной
			текстуре, с замещением матрикса и сохранением
			многочисленных включений углеродистого ве­
			щества; б - отрыв порфиробласта от матрикса,
			образование трещины в тени давления и выпол­
			нение ее новой генерацией свободного от вклю­
			чений хлорита; в - формирование порфироблас­
			тов биотита, как обособленных, так и в тенях
			давления хлоритовых порфиробластов; г - сдвиг
			вдоль текстуры приводит к отрыву хлоритовых
			порфиробластов и биотитовых «окончаний» с
I Iхлорит			формированием клиновидных трещин, заполня-
	Щ биотит	I Iкварц	ющихся свободными от включений биотитом±х
'— I		I— I	лоритом±кварцем. Кварцевые бороды нараста­
			ния формируются в тенях давления хлоритовых

и хлорит-биотитовых порфиробластов, трещины между сегментированными и растянутыми порфиробластами биотита выполняются новообразованным кварц-биотитовым агрегатом [Barker, 2002]. См. также рис. 5.55.

172

Глава 5

кающий в интервале между двумя деформационными событиями [Passchier, Trouw, 1996] (рис. 5.58).

Додеформационные порфиробласты описываются достаточно редко и, вероятно, не совсем обычны для метаморфических пород. При отсутствии текстуры в матриксе включения в них ориентированы случайным образом (см. рис. 5.53). Структура ок­ ружающего порфиробласт матрикса определяется последующими деформационными событиями, на протяжении которых порфиробласт выступает как жесткое включение (см. рис. 5.58, а).

Рис. 5.58. Структура включений додеформационных (а), междеформационных (б), синдеформационных (в) и

постдеформационных (г) порфиробластов. По [Passchier, Trouw, 1996] с упрощениями.

Одним из примеров додеформационных (или формирующихся на самых ран­ них стадиях деформации) порфиробластов являются хлорит-мусковитовые пакеты (порфиробласты) [Талицкий, Галкин, 1986; Галкин, 1988; Borradaile, 1980; Gardner, 1980] - микроскопические пакеты чередования агрегатов светлой слюды (муско­ вита) и хлорита (рис. 5.59). Возможная модель образования хлорит-мусковитовых порфиробластов приведена в [Талицкий, Галкин, 1986]. Упорядоченная текстура, представленная субпараллельным расположением слюдистых агрегатов, формирует­ ся в результате гравитационного уплотнения глинистых толщ. Рост порфиробластов осуществляется в спокойной тектонической обстановке при раскристаллизации гли­ нистого вещества в процессе катагенеза. В дальнейшем, при образовании в породе межзернового кливажа, порфиробласты вытягиваются параллельно кливажу. Релик­ товая текстура внутри хлорит-мусковитовых порфиробластов часто остается парал­ лельной слоистости и свидетельствует об отсутствии значительного механического вращения порфиробластов в процессе образования кливажа (рис. 5.60).

Таким образом, хлорит-мусковитовые порфиробласты можно рассматривать как один из структурных результатов катагенетического уплотнения пород. Наличие их в обогащенных слюдистым веществом породах в сочетании с послойной микросланце­ ватостью свидетельствуют об их дотектонической природе. В некоторых случаях хло- рит-мусковитовые порфиробласты используют в качестве деформационных маркеров (см. раздел 5.9), измеряя величину сокращения слюдистых пакетов, возникающего за счет их механического излома при образовании кинкбандов, растворения хлоритового вещества и подворота мусковитовых пластинок.

ориентировка шлифа включения, закрученные по часовой стрелке

включения, закрученные против часовой стрелки

Деформационные структуры и текстуры горных пород

175

сечения шлифов

60 80 100 120 140 160 180

щения и положения оси используют ста­ тистические методы (рис. 5.62) [Stallard et al., 2003]. Сложность использования синдеформационных вращающихся порфиробластов в качестве кинемати­ ческих индикаторов заключается в том, что, оценивая направление вращения

вплоском сечении шлифа, не всегда можно точно определить положение оси вращения. В частности, для этого используются трехмерные реконструк­ ции включений, созданные методами рентгенотомографии. Более простым методом является изготовление серии шлифов под разными углами (несколько сечений через интервалы 10-20°) [Hay­ ward, 1990]. Фиксируя направление вра­ щения порфиробластов и их количество

вкаждом сечении, можно найти положе­ ние оси вращения, при этом в близких к параллельным оси вращения сечениях будут отмечаться рисунки включений противоположного знака.

Статистически показано, что поло­ жение оси вращения в пределах одного образца может изменяться от порфи­ робласта к порфиробласту в широких пределах, варьируя в том числе от цен­ тральной части к краям. Это, возможно, связано с неоднородностью деформа­ ции или с изменением кинематических

Рис. 5.62. При определении кинематического типа по структурам включений в порфиробластах важна про­ странственная ориентировка сечения шлифа (а ). Так, в шлифах 1 и 2 будут наблюдаться структуры «закру­ чивания» по и против часовой стрелки, свидетельству­

ющие о сбросовой и взбросовой кинематических характеристиках роста порфиробластов. В шлифах, пересека­ ющих порфиробласт под разным углом (б), наблюдаются различные рисунки структур включений (по [Bell et al., 1998] из работы [Stallard et al., 2003], с изменениями). Если смотреть в микроскоп на шлифы в направлении, показанном на рисунке, то в шлифах структуры включений будут «закручены» против часовой стрелки для сече­ ний 20°, 60°, 100°, 340°, 360°, и по часовой - для сечений от 140° до 260° (см. нижнюю шкалу). Таким образом, определение направления вращения порфиробласта в одном сечении не определяет положения оси этого враще­ ния. Определение оси вращения можно провести статистически, по серии шлифов, с построением диаграммы частоты встречаемости «закрученных» по и против часовой стрелки гелицитовых структур (в) в сечениях под разным углом [Stallard et al., 2003]. Тот интервал сечений, в котором будут встречаться «закрученные» в проти­ воположных направлениях порфиробласты, и определяет положение оси вращения.