Мир путешествий и приключений - сайт для нормальных людей, не до конца испорченных цивилизацией

| планета | новости | погода | ориентирование | передвижение | стоянка | питание | снаряжение | экстремальные ситуации | охота | рыбалка
| медицина | города и страны | по России | форум | фото | книги | каталог | почта | марштуры и туры | турфирмы | поиск | на главную |


OUTDOORS.RU - портал в Мир путешествий и приключений
С. В. Обручев

ИЗУЧЕНИЕ МАГМАТИЧЕСКИХ И МЕТАМОРФИЧЕСКИХ
ПОРОД

Исследование магматических и метаморфических пород требует обязательного последующего изучения шлифов под микроскопом. Но только внимательные и детальные полевые исследования могут дать материал для выяснения формы и макроструктуры магматических тел, их взаимоотношений между собой и с другими породами, их тектонической истории, условий залегания и тектоники метаморфических толщ;только сопоставление полевых данных с материалами камеральной обработки может дать полное и правильное представление о генезисе изучаемой породы. Но сложность проблем современной петрологии требует и высокой техники и детальности полевых работ, и поэтому для выполнения их необходимы исследователи со специальной подготовкой. Исследователю с общегеологическими познаниями приходится ограничиться чисто морфологическими наблюдениями.

☀   ☀   ☀

2

23. Изучение обнажений. Условия залегания. После общего описания обнажения и разбивки его на части (см. §8) надо подробно описать условия залегания, взаимоотношения магматических пород между собой и с осадочными (метаморфическими), зарисовать форму выхода породы;для слоистых толщ—определить характер слоистости и элементы падения и простирания, отдельность, трещиноватость и кливаж (см. §30).

Зоны смены двух пород должны быть изучены особенно детально, надо точно описать их границу—постепенность или резкость перехода, минералогический состав, структуру и текстуру переходной зоны,—вообще все, что поможет установить генетические и возрастные взаимоотношения пород.

Рис. 16. Складки подводного оползания (скольжения). Стрелка указывает направление скольжения.

Отдельность. Описать тип отдельности—параллелепипедальная, пластовая (плитообразная), столбчатая, шаровая;видоизменения в связи с выветриванием (переход пластовой в матрацевидную, параллелепипедальной в бочкообразную, столбчатой в шаровую), элементы залегания трещин отдельности, их системы;величина тел отдельности.

Описание пород. Типы магматических и метаморфических пород—см. в определителях (§§ 32 и 33 и табл. 6), а более подробно—в любом учебнике петрографии и общей геологии. Для каждого участка выхода надо описать цвет (см. §15) и величину зерна породы, руководствуясь следующей классификацией:

Диаметр зерна в мм

Тонкозернистая до 1 мм

Мелкозернистая от 1 до 3 мм

Среднезернистая от 3 до 5 мм

Крупнозернистая.......................более 5 мм

Если зернистость видна только под микроскопом—породу называют микрозернистой, и скрытозернистой—когда зерна неразличимы и под микроскопом.

Определить текстуру—массивная, сланцеватая, флюидальная, полосчатая, шаровая;структуру—если ее можно наблюдать невооруженным глазом или в лупу: для магматических пород—различные равномерно-зернистые структуры, порфировую, афанитовую, стекловатую и миндалекаменную, для метаморфических пород—роговиковую и различные кристалло-пластовые структуры (см. Ле-винсон-Лессинг, 1933; Лодочников, 1934;Лучицкий, 1949). При описании пород очень крупнозернистых —пегматитов—следует указать размеры кристаллов и определить их минералогический состав (см. определители §31 и в гл. XIX ).

Выветривание. Описать характер и степень выветривания и зависимость его от особенностей структуры, текстуры, отдельности и трещин. Продукты выветривания—щебень, дресва, супеси, суглинки, железистые (охристые) массы, глины (каолин и др.).

Образцы. Так как точное определение магматических и метаморфических пород в поле почти невозможно, то необходимо собирать возможно более полные серии образцов (хотя бы меньших размеров), характеризующих все типы пород и все стадии их изменения—как внутри магматического тела или пласта, так, особенно, на его границе с другой породой. Всякое изменение в цвете, текстуре и структуре породы должно быть документировано образцом. При каждом образце необходимо взять осколок для шлифа, по возможности из того же куска (см. §10).

☀   ☀   ☀

24. Плутоны и их контакты. В настоящее время плутонами называют все интрузивные тела—массы магмы, внедренные в доступную нашему исследованию часть земной коры. Классификации плутонов очень разнообразны;для полевых работ достаточно применять простейшее разделение по величине и форме:

а) Тела, ограниченные на большом протяжении двумя параллельными поверхностями и залегающие согласно среди осадочных или метаморфических пород. При большой мощности и протяжении— интрузивные залежи (силли), при небольших размерах— пластовые жилы (см. §25).

б) Такие же тела, но залегающие несогласно среди различных пород и рвущие (секущие) их;при крутом падении и ровных поверхностях контактов обычно называются дайками, при неровных поверхностях или пологом падении— окилами (см. §25). Жилами называют также заполнение трещин не магматическими породами (рудные жилы, жилы минералов).

в) Цилиндрические тела—образующиеся в результате заполнения магмой каналов вулканов и трубок взрыва—нэки (см. §26 и гл. XVI ).

г) Огромное количество интрузивных тел разнообразной формы и размеров, остывших как на большой глубине (абиссальные), так и на малой глубине (гипабиссальные)—которые, в зависимости от формы, носят очень разнообразные названия. Так как определение формы этих тел, вследствие их больших размеров и неполноты обнажений, в большинстве случаев очень трудно и может быть сделано только после подробного структурного картирования плутона, то при полевых работах можно называть их просто плутонами или разделять их по величине на более крупные массивы и мелкие штоки;в ранее существовавшей терминологии штоками называли тела до 100 кв. км, а более крупные—батолитами; но этот последний термин имеет генетическое значение, и его нельзя применять ко всем массивам.

Кроме морфологической классификации плутонов, которую можно найти в любом учебнике, на основании структурного и петрологического изучения их разделяют на группы, отражающие генезис плутона, время его внедрения по отношению к тектоническим фазам, внутреннюю тектонику плутона и ее отношение к тектонике окружающих пород и т. п. (см. Полканов, 1934; Болк, 1946).

В настоящем параграфе мы рассматриваем только плутоны последней группы, а жилы и дайки, значительная часть которых принадлежит эффузивной фашш, отнесены в отдельный параграф (§25).

Изучение плутона при современных задачах петрологии, кроме его петрографического исследования, должно сопровождаться структурным картированием и анализом его строения и тектонической истории. Для этого изучают ориентированные текстуры породы, которые отражают тектонические явления в момент внедрения—первичную магматическую тектонику: трещины разных систем и дайки, отражающие фазу разлома (позднемагматбческую фазу), и явления, связанные с постмагматической тектоникой. Для этих исследований при полевых работах необходимо картирование трещин, даек и ориентированных текстур породы;так как последние не всегда различимы при полевых наблюдениях, надо брать ориентированные образцы, из которых изготовляются ориентированные шлифы (см. Болк, 1946;Елисеев, 1939;Полканов, 1934;Пэк, 1939). Исследования эти требуют много времени и производятся при детальных тематических работах.

При маршрутных работах и мелкомасштабной съемке плутоны изучают менее подробно. Необходимо определить площадь массива и по возможности его форму, нанести на карту его контуры и изучить отношение его к окружающим породам. В пределах массива надо проследить изменение минералогического состава, структуры и текстуры породы в различных его частях, в особенности от центра к периферии, и взять точно локализованные образцы всех видоизменений.

В зависимости от глубины эрозионного среза, массив может на современной поверхности занимать различную площадь или быть разобщенным на отдельные штоки (рис. 17).

Внутри массива и вокруг него надо изучить все жилы (дайки), которые его пересекают, определить последовательность, состав и ориентировку отдельных их генераций (§25). Кроме того, внутри тела могут быть обнаружены ксенолиты—более или менее измененные и оплавленные включения окружающих пород;надо изучить их состав, форму и расположение. Так как кровля массива обычно неровная, то погруженные в магматическое тело провесы кровли при дальнейшей эрозии разъединяются и приобретают вид ксенолитов (рис. 17);но они сохраняют структуру вмещающей породы и вытянуты большей частью по простиранию свит, в то время как настоящие ксенолиты могут быть смещены и повернуты при движении магмы.

В массе однородной породы нередко выделяются шлиры—округлые и удлиненные скопления темных, более основных, или, в редких случаях,—более кислых, светлых минералов;надо описать их состав, форму, структуру, текстуру, переходы в окружающую породу.

Изучение контакта (пограничной зоны) плутона. Подробно исследуют как эндоконтакт—метаморфические изменения самой магматической породы, так и экзоконтакт—изменения вмещающей породы. В эндоконтактовой зоне изучают изменение состава, структуры и текстуры породы от центральных частей к контакту, берут образцы для характеристики каждого заметного на глаз изменения (и даже при отсутствии резких изменений);отмечают появление ксенолитов, их состав, ориентировку и метаморфизм.

При изучении контакта устанавливают, является ли он интрузивным в результате внедрения магматической породы в более древнюю, осадочную, метаморфическую или магматическую, или аркозовым—когда более древнее тело магматической породы размыто и разрушено при отложении более молодой осадочной свиты.

В первом случае в магматической породе наблюдаются ксенолиты и вмещающая порода метаморфизована, во втором случае осадочная порода содержит обломки или гальку изверженной породы и не метаморфизована; иногда мелкие обломки—продукты размыва-—можно обнаружить лишь под микроскопом.

Линию контакта на поверхности прослеживают, изучают и наносят на карту, оконтуривая, таким образом, массив. У больших массивов зона экзоконтактовых изменений может достигать нескольких километров ширины (рис. 19). Она должна быть внимательно изучена и документирована образцами. При интенсивном контактовом метаморфизме обломочные породы вблизи контакта превращаются в контактовые роговики (биотитовые, андалузитовые и др.), которые дальше от контакта переходят в сланцеватые роговики, и еще дальше—в пятнистые и узловатые слюдистые и другие сланцы;известняки в контактовой зоне превращаются в мраморы.

Если при внедрении магматической породы происходили и сильные складчатые дислокации, в контактовой зоне образуются гнейсы, которые переходят вдали от массива через слюдяные сланцы к слюдистым микросланцам (филлитам) и имеют полное внешнее сходство с кристаллическими сланцами областей докембрия. Все эти разновидности контактовых пород и их переходы в нормальные осадочные породы должны быть изучены. Вмещающие магматические породы (как интрузивные, так и эффузивные) и кристаллические сланцы в экзоконтактовой зоне массивов также подвергаются метаморфизму, внешне иногда не так ясно выраженному. Характер метаморфизма зависит от состава внедренной и вмещающей породы, от условий давления и температуры, и поэтому изучение контактовых зон дает много интересных данных для выяснения геологической история.

При изучении контакта надо обратить внимание и на те тектонические взаимоотношения магматического тела и вмещающей породы, которые можно определить без структурного картирования: надо установить, изменяла ли магма при внедрении структуру вмещающей толщи (создавая местные складки, загиб концов пластов,—смещение и повороты глыб), или вмещающая толща сохраняет свою структуру вплоть до самого контакта и даже продолжается в ксенолитах (см. рис. 18). Такой пассивный контакт характерен для явления гранитизации (образования магматической породы за счет самих вмещающих пород).

Все особенности контактов следует зарисовывать и фотографировать.

☀   ☀   ☀

25. Интрузивные залежи, жилы, дайки. Тела, ограниченные приблизительно параллельными поверхностями, разделяются на согласные, имеющие те же элементы залегания, что и вмещающая свита, и несогласные—рассекающие или рвущие ее.


Рис. 17. Два среза {ааа и бббб) массива магматической породы (белое). В верхнем срезе в поле осадочной свиты (штриховка) виден только шток (ш);в нижнем срезе обнажен большой массив с провесами кровли (п) и ксенолитами (к);пк—провес кровли, превратившийся в ходе эрозии в ложный ксенолит.

Рис. 18. Контакт магматической породы и сланцев: а—апофиза; к-—ксенолиты.

Рис. 19. Два среза массива магматической породы и ее контактовой зоны. На срезе А вскрыто пятно контактовых пород (к) среди осадочной свиты (о). На глубоком срезе Б среди массива видны только небольшие пятна контактовых и осадочных пород.

Рис. 20. А—межформационная интрузия (а); Б—пластовая интрузия (силл) (а): б—б—более древний сброс, по плоскости которого интрузия переходит в более высокий горизонт.

Интрузивные залежи (силли)—пластообразные магматические тела, залегающие согласно в слоистой толще и образующие иногда ряд этажей. Большей частью сложены основными породами и имеют значительные размеры—мощность от нескольких метров до сотен м, длину в десятки и сотни километров. Залежи, залегающие между двумя самостоятельными свитами, называются межформационными (рис. 20 А).Надо проследить изменение состава, структуры и текстуры породы в каждой отдельной залежи от одного контакта до другого и вдоль по простиранию и падению;изучить эндо- и экзоконтактовые зоны. Залежи могут быть простыми, многократными—с повторными внедрениями однородной магмы, сложными—при повторной инъекции магмы различного состава;очень мощные залежи, в которых при остывании выделялись участки или пластообразные массы разного петрографического состава,—называются диференцированными. Все эти особенности залежи должны быть описаны и документированы образцами (в том числе и внутренние контакты сложных залежей). О признаках, отличающих залежи от покрова, см. §26.

Описывают форму каждой залежи: мощность и ее изменение, протяжение в разрезах, переходы из одного этажа в другой, отходящие от залежи пластовые и секущие жилы (рис. 20 Б). В очень редких случаях удается найти корни залежи—заполненные магмой трещины, уходящие вниз от залежи;в корнях и в залежи вблизи них надо изучить изменения структуры и текстуры породы.

Пластовая жила—залежь небольшой мощности;изучают ее так же, как и интрузивную залежь.

Дайки и жилы залегают несогласно (рассекают пласты), имеют очень разнообразные размеры, мощность от сантиметров до сотен метров, длину от метров до сотен километров.

Так же, как и залежи, они могут быть простыми, сложными (рис. 21), многократными и диференцированными, и соответственно с этими особенностями надо изучить состав, структуру и текстуру самого тела и контактовых зон. Так же, как и для залежи, надо взять образцы из всех частей дайки (жилы), в которых видны изменения структуры, текстуры, состава, а также из всех контактовых зон. Жилы и дайки надо проследить на поверхности, где они часто выделяются в виде гребней вследствие своей большей устойчивости по отношению к выветриванию, и в обнажениях и нанести на крупномасштабную карту. Системы или группы даек могут иметь расположение параллельное, радиальное, расходящееся во все стороны из центра или в виде пучка («конского хвоста») или какое-либо другое. При различном петрографическом составе даек надо выделить различные по возрасту системы их;относительный возраст определяется по их пересечению (рис. 22). Для каждого тела надо описать форму (параллельные стенки у даек, неправильные ограничения у жил), замерить простирание и падение, указать мощность и изменения (раздувы, выклиниванье) и длину тела. Направление даек и их падение надо нанести не только на карту, но и на диаграмму (см. §30).

Если жилы и дайки можно проследить до более крупного тела, из которого они исходят,—их называют апофизами этого массива. В дайках так же, как и в залежах, интересно проследить расположение пузыристых или миндалекаменных зон.

Огромное значение жил и даек для образования месторождений полезных ископаемых требует самого внимательного изучения всех их особенностей.

☀   ☀   ☀

26. Эффузивные образования. Методика изучения кайнозойских Вулканических аппаратов, покровов лав и туфов, поверхность которых хорошо обнажена, описана в гл. XVI . Мы даем здесь лишь некоторые дополнительные сведения об изучении древних эффузивных (экструзивных) образований, перекрытых молодыми породами.

Вулканические аппараты докайнозойских извержений большей частью настолько эродированы, что от ник сохраняется только основание конуса или лишь подводящий канал, заполненный мат-мой (нэк или диатрема). Нэки имеют диаметр от нескольких метров до километров и заполнены слоистым или несортированным туфом или туфобрекчией (аггломератом), с бомбами и обломками лавы, пли одной лавой—обычно раскристаллизовавшейся в виде мелкозер-пнстой породы.





Рис. 21. Сложная жила, а—более древняя жила, с пористым зальбандом; 6—более молодые жилы, левая по ровной трещине разлома между жилой и вмещающей породой в;правая по неправильной трещине внутри жилы а. Рис. 22. А—две пересекающиеся жилы разного состава: 6—древнее, чем а. Б—ветвящаяся жила одного состава (одновременное внедрение жил а и б).

Принадлежность туфо-лавовых отложений к конусу вулкана устанавливается по их тектонике и по наличию бомб, размерам и расположению последних (см. гл. XVI ).

Покровы и потоки лавы очень часто можно смешать с пластовыми залежами, пластовыми жилами, дайками и жилами, с которыми они сходны по форме. Их главное отличие—характер контактов: эндоконтактовые изменения вблизи контакта почти незаметны, и никогда эффузивная порода в покрове не переходит так ясно вблизи контакта в более мелкозернистую, как это характерно для интрузивных тел. В покровах нередко верхняя зона,—а иногда и нижняя,—имеет шлаковый характер и окрашена в красные цвета;так как газы скопляются в верхней части потока, то ей свойственна пористая (миндалекаменная) структура;но и в дайках и в залежах наблюдаются нередко миндалекаменные зоны вблизи зальбандов (краев) и в центральной части. Характерно также и отсутствие экзоконтактовых изменений: только почва потока бывает очень слабо изменена термальным воздействием лавы. В кровле и почве потока нет апофиз, которые можно обнаружить в экзоконтактах интрузивных тел. В самой лаве нет ксенолитов вмещающей породы, но в верхней части покрова могут быть ложные жилы пород туфогенных и осадочных, намытых сверху в трещины. Лавы не могут иметь активного тектонического контакта и изменять структуру пород почвы.

Поверхность потоков удается наблюдать только в разрезах или небольших участках, вскрытых эрозией, и форму покрова (потока) п целом восстановить обычно очень трудно.

Туфы значительно более метаморфизованы, чем в кайнозойских отложениях, и, при их исследовании, надо стремиться выяснить изменения, связанные с фумарольными эманациями и с позднейшими диагенезом и метаморфизмом. Некоторые измененные туфы являются сырьем для цементной промышленности.

Возраст. Детальное изучение переслаивания туфов и лав в разрезах может установить последовательность этапов извержений разного состава;очень важно также соотношение их с разными системами даек, рассекающих вулканический аппарат. Для определения продолжительности перерыва, отделяющего одно извержение от другого, нужно изучить поверхность каждой экструзии, характер ее выветривания, перекрытие делювием, элювием и другими осадочными отложениями, наличие рудообразования в коре выветривания и т. п. Для определения геологического возраста экструзии нужно выяснить возраст пород почвы и кровли и тех пород, которые прорваны дайками этой экструзии.

☀   ☀   ☀

27. Метаморфические породы представляют магматические и осадочные породы, измененные в результате воздействия магматических масс при высокой температуре и давлении. Их разделяют на контактово-метаморфические, образующиеся в контактах интрузивных тел (см. §24), и регионально-контактово-метаморфические или кристаллические сланцы (иногда их делят на особые группы—гнейсов и кристаллических сланцев).

Выделение геологически самостоятельных свит или комплексов производится на основании детального изучения отдельных разрезов и участков и сопоставления их между собой при картировании всей площади, занятой кристаллическими сланцами. Пачки и комплексы выделяют по их минералогическому составу, степени метаморфизма, структуре и текстуре. При большом однообразии и огромной мощности толщ часто трудно разрешить эту задачу без повторного полевого и микроскопического изучения свит;работа облегчается при наличии резко отличных толщ и маркирующих горизонтов—например, карбонатных.

Выделяя одинаковые по возрасту комплексы в соседних районах, надо учитывать возможность очень значительных вариаций в интенсивности метаморфизма и наложения контактового метаморфизма на региональный при внедрении более молодых интрузивных пород в толщу кристаллических сланцев (диафторез).

Изучение тектоники свит затруднено во многих случаях их однообразным составом и отсутствием маркирующих горизонтов. Нередко удается выделить и описать только мелкие структуры в пределах одного обнажения. Для древних докембрийских толщ характерно широкое развитие изоклинальных складок, сжатых, сплющенных, с крутым подъемом осей, с разрывами и послойными перемещениями (на рис. 23 и 24 изображены подобные складки в более молодых толщах);еще более широко развиты кливаж (см. §30) и мелкая плойчатость пород, захватывающая и внедренные в них жилки. Следует нанести на карту и диаграммы: замеры кливажа, плойчатости и изоклинальной складчатости отдельных обнажений и сопоставить их для всей площади (§30).

Большое значение имеет изучение зон разлома и сопровождающих их полос раздробленных пород— тектонитов (катаклазиты, милониты). Диагностика тонкозернистых разностей их возможна только под микроскопом, они бывают сильно рассланцованы и иногда приобретают вид тонкослоистых полосатых пород. Нужно установить простирание и падение этих зон, их мощность, состав, текстуру и структуру тектонитов.

Изучение взаимоотношения кристаллических сланцев и интрузивных пород дает очень ценные материалы для выяснения происхождения метаморфической толщи. Надо выделить и описать те интрузивные тела, которые имеют резкие границы с вмещающей толщей (напр., дайки, внедренные по трещинам), и те, у которых контакты неясны, постепенны, которые имеют характер инъекций, обычно в виде тончайших послойных прожилков переполняют породу, оставляя от нее тонкие прослои или линзочки (мигматиты). По гипотезе гранитизации эти интрузивные тела и мигматиты пред ставляют результат преобразования самой вмещающей толщи. Зоны мигматитов имеют часто очень большое протяжение и мощ ность.


Рис. 23. Изоклинальная складчатость в тонкослоистых породах: А—истинная форма: Б—плавные формы, изображаемые в учебниках; а—а—амплитуда складок, б—б—поверхность разрыва (по Критер-Войновскому;.

Рис. 24. Определение падения при мелкой изоклинальной складчатости: а—а—амплитуда складок;б—б—истинное падение всего пласта;в—в—видимое падение осевых поверхностей и крыльев (по Кригер-Войновскому).

Рис. 25. Элементы складки, а—ось данного пласта; б—осевая поверхность;«—осевая линия;кк—крылья, с—седло.

Рис. 26. Формы складок: а—прямая антиклиналь; б—косая; с—опрокинутая; г—лежащая; сссс—синклинали; в—стулообразная складка;е—сундучная складка; ж—флексура.

Образцы кристаллических сланцев, а также и магматических пород на площади их развития, следует брать в возможно большем количестве, с таким расчетом, чтобы каждый выделенный пласт, пачка, магматическое тело, дайка и их контакты могли быть изуче ны под микроскопом. Полевое определение кристаллических сланцев, тектонитов и мигматитов очень трудно и ненадежно, и поэтому для каждой породы, которая включена в описание обнажения, необходим образец. Наиболее интересные особенности мигматизации, детали тектоники, форма инъекций и т. п. должны быть зарисованы и сфотографированы. Для исследования конгломератов надо изготовлять шлифы как цемента, так и гальки, чтобы определить степень их метаморфизации. При изучении кристаллических сланцев, сопровождающемся структурной съемкой, берут ориентированные образцы (см. Болк, 1946;Пэк, 1939). Последние необходимы также для решения многих вопросов генезиса и тектоники кристаллических сланцев.

ИЗУЧЕНИЕ ДИСЛОКАЦИЙ

Заниматься разрешением тектонических вопросов, касающихся большой площади—восстанавливать ее тектоническую структуру и тектоническую историю,—может только геолог с значительным опытом. Исследователю с небольшим полевым стажем можно рекомендовать изучать лишь дислокации (нарушения) в пределах одного обнажения или небольшой хорошо обнаженной площади,—т. е. заниматься главным образом структурной геологией. Но и в таком ограниченном по площади участке могут встретиться чрезвычайно сложные структуры. Основное правило при расшифровке структур—сначала попробовать применить простейшую схему (простая складка, простой сброс) и только, если она не согласуется с фактами, переходить к более сложным. Очень важным материалом для воссоздания тектонической истории являются не только данные структурной геологии, но и литология осадочных толщ и проявления магматической деятельности.

☀   ☀   ☀

28. Складчатые дислокации. При нарушениях складчатых (пликативных) пласты в простейших случаях изогнуты без видимого разрыва сплошности;но часто складчатые структуры осложнены одновременными или более поздними разрывами (см. §29).

Форма складок. Элементы складки показаны на рис. 25, а главные типы простых складок—на рис. 26. Складки сильно сжатые, с параллельными крыльями, называются изоклинальными (рис. 23). Моноклинальным падением называют залегание пластов, которые на большой площади падают под одним углом в одном направлении;обычно это лишь часть большой складки. Сложные складки состоят из основных складок с дополнительными разной величины; системы складок, соединенных в одну сложную структуру, образуют антиклинории—крупные антиклинали, и синклинории—крупные синклинали, состоящие из большого количества более мелких складок второго и третьего порядка;они могут слагать значительные полосы складчатых зон земной коры.

Форма перегиба складки бывает плавная или острая. При изгибании слоев происходит не только изменение их внешней формы, но и передвижение масс внутри пласта, приводящее обычно к утолщению его в области перегибов—седел антиклиналей и мульд синклиналей. Но при одновременности процессов складкообразования и осадконакопления образуются уплотненные антиклинали, у которых в седле пласты тоньше, т. к. обычно на поднятиях отлагается меньше осадков (рис. 27 А). При наличии более подвижных масс в ядре антиклинали, они могут прорвать более хрупкие породы свода складки и образовать диапировую (протыкающую) складку (рис. 27 Б), типичную, напр., для соляных куполов.

Рис. 27. А—уплотненная антиклиналь; Б—диапировая антиклиналь.
Рис. 28. Дисгармоничная складчатость. а—неподатливые горизонты; 6—дополнительные складки (складки волочения) в податливом горизонте.

Пласты горных пород оказывают разное сопротивление изгибанию, и их разделяют на податливые (некомпетентные) и неподатливые (компетентные). При. плавном изгибе неподатливых пластов породы в лежащих между ними податливых перемещаются к области перегиба, и образуются складки волочения (дисгармоничные, дополнительные (рис. 28);они обычно опрокинуты в сторону седла антиклинали.

Изучение складок производят, как непосредственно наблюдая их в обнажениях, так и построением их в разрезах и на карте. В обнажениях надо зарисовать складку, определить падение и простирание каждого крыла ее, а также и ее оси, в особенности, если последняя не горизонтальна. В сложных складках, при наличии разрывных дислокаций и в однообразных толщах работа эта довольно трудна;необходимо выделить маркирующие горизонты, которые можно было бы проследить затем в соседних складках. Полезно определять элементы залегания осевых поверхностей.

На карту наносят условными знаками (см. табл. 7) элементы залегания крыльев складок, или осевых поверхностей, если складки не могут быть выражены в масштабе карты. Антиклинали в плане обычно не имеют формы правильного вала, с параллельными склонами, т. к. их оси погружаются или воздымаются, и на горизонтальном срезе маркирующие горизонты то сближаются, то расходятся.

Складки, которые замыкаются в виде вытянутых овалов с отношением осей от 2 : 1 до 5 : 1, называют брахискладками, а с отношением осей от 1:1 до 2 : 1—куполами.

Простирание свиты в целом определяют по среднему простиранию осей складок в данном месте (точнее—проекций осей на горизонтальную плоскость), т. к. простирание пластов в крыльях, в зависимости от погружения оси, может быть весьма различным. Карта с нанесенными на ней элементами залегания осадочных свит (условными знаками или в виде вытянутых линий маркирующих пластов) и линиями разрывных дислокаций называется структурной;на основании ее можно построить различные разрезы через складчатую область. В этих разрезах вертикальный и горизонтальный масштабы должны быть одинаковы, т. к. преувеличение вертикального масштаба ведет к искажению углов падения пластов (о составлении карты и разрезов см. Вебер, 1933;Гринли, 1932; Милановский, 1933;Обручев, 1931).

Складки в плане соединяются в группы или системы и расположены параллельно или кулисообразно, в виде гирлянды, пучка, разветвляются и соединяются (виргации) и т. п.

Складчатые структуры часто отражены в рельефе—напр., в виде гребней или куполов более устойчивых пород, впадин вдоль менее устойчивых; антиклинали и синклинали в зависимости от состава пород могут дать формы, согласные с их структурой или обратные.

Перевернутые слои. В складчатых областях с опрокинутыми, лежачими и перевернутыми складками, если в обнажении видно только одно крыло складки или серия изоклинальных складок, падающих в одну сторону, необходимо определить, где лежит верх пласта и где его нижняя часть. При наличии маркирующих горизонтов и возможности восстановить всю структуру по замерам, вопрос этот разрешается по структурной карте. В более сложных случаях надо пользоваться всеми особенностями каждого пласта и свиты в целом:

а) Если отдельные горизонты свиты заключают характерную фауну, относительная молодость и порядок пластов могут быть точно установлены.

б) Остатки животных и растений в некоторых случаях имеют закономерное залегание;в%пр., известковые водоросли обращены выпуклостью кверху, несмещенные пни—корнями вниз, кораллы, не смещенные с субстрата, разветвляются кверху, брахиоподы прикрепляются макушкой вниз и т. п.

в) В складках падение кливажа (см. §30) и осевых плоскостей складок волочения закономерно, и по ним можно определить положение осей антиклиналей и синклиналей.

г) Слойки косой слоистости подходят к основанию пласта по тангенциальной кривой (см. §19).

д) Знаки ряби (волновые) обращены острыми гребнями вверх—к более молодому пласту (§20).

е) Тонкозернистый материал располагается обычно в верхней части пласта. Установив ритмическую слоистость (§16), закономерную для данной свиты, можно использовать также и ее для определения последовательности слоев.

ж) Карманы, впадины на поверхности пласта, заполненные материалом размыва, базальные конгломераты и т. п. могут служить надежным признаком.

Многие знаки на поверхности пласта—следы сползания, следы капель, стенания воды в зоне прибоя и т. п. (§22)—также имеют ясно различимую верхнюю сторону. Трещины усыхания суживаются книзу. .

и) В потоках лав верхняя часть обычно более пузыриста, или имеет шлаковый характер, или сильнее выветрилась. Подушечная лава обращена выпуклостью кверху. Поверхность лавового потока имеет характерные формы (см. §26 и гл. XVI ).

Определение возраста складчатости производится на основании изучения геологического строения большого района и предста-пляет очень трудную задачу. Складчатость может начаться уже во время отложения толщ, которые ею затронуты, или значительно позже, она может разделяться на несколько фаз;каждая фаза складчатости безусловно закончилась до отложения свит, перекрывающих с угловым несогласием смятые во время этой фазы толщи. В табл. 8—14 приведен перечень важнейших фаз складчатости.

☀   ☀   ☀

29. Разрывные дислокации (дизъюнктивы, разломы). В обнажении разрывную дислокацию можно опознать по наличию трещины разрыва и смещению рассеченных ею пластов или магматических тел.

Формы разрывов очень разнообразны, и существуют разнообразные их классификации.

Послойные передвижения—наиболее простые, мало заметные, но широко распространенные;они возникают при всякой складчатой

Рис. 29. Типы надвигов. А—надвиг разлома; В—надвиг растяжения; В—надвиг скалывания в горизонтально залегающих пластах; Г—наложенный надвиг скалывания; Ц—пластовый надвиг (скользкепие по пласту); Е—эрозионный надвиг, аб—-величина смещения; пп—эрозионная поверхность.

Рис. 30. А—ступенчатый сброс; Б—горст; В—грабен; Г—сложная система—горстов и грабенов.

дислокации и, особенно, при повторной;смещения масс—от самых ничтожных до очень "значительных. Перемещение совершается по плоскостям напластования и частью по плоскостям, идущим под очень острым углом к последним. Обнаружить их можно но полировке поверхностей, штрихам, зонам брекчий. Установить величину перемещения обычно трудно.

Взбросы характеризуются перемещением висячего крыла вверх по разрыву (сместителю), связанным с сокращением поверхности литосферы в данном пункте (рис. 31 В, Д, Е).

Надвиги—смещение масс по поверхностям разрыва, пересекающим структуру под пологим углом. Типы надвигов—см. Рис. 29.

Шарьяжи или покровы—надвиги, передвинутые на значительное расстояние по очень пологой поверхности (поверхность волочения).

Сдвиги—перемещение масс в горизонтальном направлении по более или менее крутым сместителям.

Рис. 31. Определение элементов сбросов {А, В и Г) и взбросов (Б, Д и Е) при различных случаях падения пластов и сбрасывателя, аб—поверхность сбрасывателя; h—видимая высота сброса; v—вертикальная высота; s— стратиграфическая высота; а—угол падения сбрасывателя;р—угол падения пластов.

Сбросы (радиальные дизъюнктивы) —перемещение висячего крыла вниз по сместителю, связанное с увеличением поверхности (рис. 31 А, В, Г). Сбросы часто образуют сложные системы, приводящие к поднятию или опусканию пластов (см. рис. 30). Комбинация их со сдвигами дает сбросо-сдвиги, в которых массы перемещаются в косом направлении. При системах сбросов возникают обратные сбросы, сходные с взбросами, но представляющие компенсационные образования.

Изучение разрывов. В обнажении все обнаруженные разрывные дислокации надо зарисовать, замерить простирание и падение поверхности разрыва (сбрасыватель, сместитель) и видимую высоту смещения, и вычислить стратиграфическую его высоту (рис. 31). Поверхность сбрасывателя нередко отполирована (зеркало трения) или покрыта штрихами, замер которых позволит определить направление передвижения. Высоту смещения определяют по каким-либо маркирующим пластам свиты;в однообразной толще бывает трудно определить не только величину, но и направление смещения. Для этого служат следующие признаки: концы пластов у сбрасывателя иногда загнуты в сторону движения (рис. 10Е);неровности сбрасывателя также помогают определить направление: в сторону движения поверхность его более гладкая, чем навстречу движению, и маленькие уступы (высотой в доли см) обрываются в сторону движения.

Вдоль сместителя, особенно при пологих смещениях, породы раздробляются и истираются и могут дать примазку глины, или даже слой тектонической брекчии (брекчии трения) с обломками разной формы;при микроскопическом размере обломков ее называют милонитом.

Часто брекчии трения, а также и породы вдоль сместителя, окварцеваны или минерализованы растворами, циркулировавшими вдоль трещин.

Все разрывные 'дислокации наносят на структурную карту условными знаками (табл. 7) и прослеживают между обнажениями. Нередко они оказывают влияние на формирование рельефа и могут быть картированы на большом протяжении. В зависимости от состава пород и их устойчивости опущенное или поднятое крыло будет отпрепаровано в виде возвышенности с крутым уступом. Грабены и горсты (рис. 30) чаще дают формы, соответствующие их структуре, но иногда и обратные. Переломы (перепады) в профиле речек, пересекающих сброс, минеральные и термальные источники и выходы эффузивных пород часто располагаются по линиям тектонических разрывов.

Установление пологих надвигов и покровов значительных размеров возможно только при детальной геологической съемке больших площадей, и без достаточного количества точных данных не следует прибегать к подобным гипотезам.

Сочетание разрывных и складчатых дислокаций. Интенсивная складчатость большей частью сопровождается одновременными разрывными смещениями. Наиболее часто происходит послойное смещение (см. выше). Косые, опрокинутые и лежачие складки, у которых сильно сплющивается и затем пережимается крыло, лежащее снизу («среднее»),—вследствие его разрыва превращаются в складки-взбросы или перебросы. При дальнейшем движении масс в том же направлении получаются чешуйчатые складки и чешуйчатые надвиги. Косые и опрокинутые складки с одним длинным крылом, разрываясь в коротком и крутом крыле, могут переходить в надвиги (рис. 29 Б). Флексуры, (рис. 26) при растяжении среднего крыла переходят в сбросы. В различных складках взбросы и сбросы нередко образуются в неподатливых пластах. Все эти явления надо описать и выделить среди разрывных дислокаций одновременные со складчатостью (сингенетические) и более поздние.

Для разрывных дислокаций в случае их обилия можно составлять диаграммы, как для трещин (см. §30).

Определение возраста разрывных дислокаций производится на основании возраста тех структур, которые они пересекают, состава брекчий трения,, характера минерализации, соотношения с жильной фацией магматических пород, и т. п.

☀   ☀   ☀

30. Трещины и кливаж. Горные породы всегда пересечены трещинами, нередко густо расположенными. Из них трещины выветривания расположены иногда беспорядочно, но все другие распределяются закономерно, и, изучив их, можно выяснить условия образования и дальнейшей истории данной толщи.

Рис. 32. Расположение кливажа разлома. А—на крыльях складки; Б—в зоне нарушения.

Рис. 33. Соотношение косой складки и кливажа течения.

Трещины отдельности образуются при остывании магматических пород и высыхании осадочных, они располагаются в общем перпендикулярно к поверхностям охлаждения или отдачи воды;на глубине они менее заметны (см. §§ 16 и 24).

При тектонических движениях получаются разнообразные трещины, которые можно разделить на две большие группы—трещины сжатия и растяжения. В том случае, если вдоль трещин произошли заметные перемещения, их описывают как разрывные дислокации.

Кливаж разлома (срезания, скалывания)—трещиноватость, связанная со сжатием, характерная для складчатых толщ. Особенно сильно этот кливаж развит в податливых пластах, лежащих между неподатливыми. Кливаж обычно наклонен к поверхности напластования и острый угол между ними обращен навстречу направлению диференциального движения (рис. 32).

Кливаже течения (истечения) образуется в результате пластической деформации: масса породы изменяет форму, укорачиваясь в направлении, перпендикулярном плоскости кливажа;этот кливаж также дает тонкую сланцеватость пород. Он обычно приурочен главным образом к податливым пластам, находящимся между неподатливыми. Плоскости кливажа в общем параллельны осевым поверхностям складок, и поэтому, имея в обнажении только часть складки, можно, измерив элементы залегания кливажа, определить положение свода и мульды складки (рис. 33).

Сланцеватость пород, получающаяся в результате кливажа, чрезвычайно интенсивна и нередко совершенно затушевывает слоистость и затрудняет определение элементов залегания.

Диаграммы трещин. Элементы залегания трещин и кливажа наносят на структурную карту;при их обилии можно наносить условные линии, длина которых пропорциональна числу замеров данного простирания на небольшом участке.

Кроме того, составляют специальные диаграммы:

Диаграмма-роза наиболее пригодна для учета вертикальных трещин. По радиусам, соответствующим азимутам трещин (с обобщением до 10—15°), откладывают отрезки, пропорциональные количеству трещин данного направления и, соединяя концы этих векторов, получают неправильную, с острыми лучами, звезду. Чтобы отразить на такой диаграмме не только простирание, но и падение, можно их показывать на двух отдельных полукругах.

Более точный способ изображения трещин—точечные диаграммы. Все трещины представляются проходящими через центр сферы, а перпендикуляры к их поверхностям пройдут через две точки поверхности сферы—полюсы трещин. Полюсы одной полусферы наносят на какую-либо ее проекцию (стереографическую или проекцию, на которой сохраняется равенство площадей). На подобной диаграмме положение полюсов показывает падение и простирание, а густота точек отражает преобладающую ориентировку трещин;на диаграмме можно нанести изолинии равной густоты точек и сделать ее еще более рельефной.

Такие же диаграммы-розы или точечные можно строить для сбросов, жил и даек.

ОПРЕДЕЛЕНИЕ ВАЖНЕЙШИХ ГОРНЫХ ПОРОД
БЕЗ МИКРОСКОПА

Для предварительного определения пород и породообразующих минералов в полевых условиях необходимо иметь с собой слабую (10%) соляную кислоту (пригодна также уксусная эссенция, разбавленная водой), нож п лупу. Определители минералов, магматических пород и кристаллических сланцев составлены главным образом по книге В. Н. Лодочникова «Краткая петрология без микроскопа»(1934), представляющей превосходное пособие для полевых исследований; определитель осадочных пород заимствован с небольшими изменениями из книги В. П. Батурина (1932).

☀   ☀   ☀

31. Определение главнейших породообразующих минералов. Физические свойства и химический состав минералов приведены в гл. XIX , табл. 4.

Полевые шпаты отличаются от кварца и нефелина спайностью;в изломе видны ровные и блестящие спайные площадки.

Плагиоклазы (известково-натриевые полевые шпаты) отличаются от калиевых полевых шпатов частым присутствием полисинтетических двойников, которые можно различить, наклоняя кусок в разные стороны, пока при определенном наклоне не станут видны чередующиеся тонкие полоски—матовые (темные) и блестящие (светлые). В сильную лупу на поверхности спайных изломов видны нередко мутные правильные или неправильные мелкие включения. Мутные плагиоклазы окрашены в зеленовато-белые или белые, а также темные, почти черные и коричневые цвета.

Ортоклаз (калиевый или щелочной полевой шпат). При наклоне видно, что зерна минерала распадаются не на полоски, а только на две части, отделенные прямой линией (простой двойник). В лупу иногда видны блестящие участки на матовой поверхности спайных изломов, или же блестит вся поверхность. Мутные ортоклазы—красные, буровато-желтые, светлобурые или буровато-серые, и почти никогда не бывают такими темными, как плагиоклазы. Стеклянно-прозрачные ортоклазы по цвету не различимы от таких же плагиоклазов. Вкрапленники полевых шпатов в молодых (кайнотипных) эффузивных породах обычно стеклянно-прозрачные.

Нефелин—нзлом округленный и неровный;в породах не кайнотипных минерал мутный, грязного цвета—желтоватого, красноватого, зеленоватого и сине-серого;жирный блеск. От кварца отличается меньшей твердостью и тем. что разлагается кислотами. -

Кварц—излом округленный и неровный, часто раковистый, напоминающий излом толстого стекла;нет жирного блеска. В гранитовых породах нередко серый и похож на округлые стекляшки, вкрапленные в породу. В сильно смятых давлением породах кварц теряет стеклянный вид, делается белым и матовым, и не всегда отличим от полевых шпатов.

Биотит (темная слюда)—легко отличим от остальных темноцветных породообразующих минералов своей совершенной листоватой спайностью. От пластиночек (бурых или черных, иногда с бронзовым оттенком) легко отделить кончиком ножа тонкие, легко режущиеся ножом гибкие листочки.

Мусковит (светлая слюда)—отличается от биотита своим серебристо-белым цветом и прозрачностью.

Оливин—похож по излому на кварп, по цвет его—оливково-зеленый, желто-зеленый или черный. Спайности нет.

Амфибол (роговая обманка) и пироксен отличаются от оливина спайностью, от биотита—большей твердостью (не режутся ножом);далеко не всегда можно отличить их друг от друга, даже под лупой. Для обоих характерны блестящие и ровные спайные изломы;у пироксенов трещины спайности пересекаются под прямым углом и дают иногда излом в виде лестницы;у роговых обманок угол между трещинами спайности около 60°. Пироксены часто столбчатые, с 8-угольным поперечным разрезом, темнозеленые или бурые, иногда с металлическим блеском;у роговых обманок столбики 6-угольные, зелено-черного цвета.

☀   ☀   ☀

32. Определение магматических пород. В табл. 6 приведены минералогический состав, структура и условия залегания важнейших магматических пород. В верхней части каждого столбца указаны важнейшие породообразующие минералы данной группы пород, причем преобладающие выделены крупным шрифтом;из второстепенных некоторые могут отсутствовать.

К названиям мелкозернистых пород второго ряда обычно прибавляется слово микро (микрограниты и т. п.).

Цвета кислых пород (с ортоклазом, кварцем или фельдшпа-тидами) — светлые (белые, розовые, светлосерые, светлозелеиые);средних и' основных (плагиоклазовых бескварцевых) и ультраосновных (бесполевошпатовых) —темные (темносерые, темнозеленые, до черных);вулканические стекла как кислые, так и основные — более темных цветов (зеленые, красные или черные).

Удельный вес кислых пород принимают обычно от 2,62 до 2,80, средних и основных от 2,86 до 2,95, ультраосновных от 3,00 до 3,18.

Ниже мы приводим краткие характеристики важнейших типов магматических пород, необходимые для их определения.

Яснозернистые светлые интрузивные породы

Граниты: кварца не менее 20%, темноцветных минералов не более 5—10%;цвет светлый—красный, розовый, буроватый, желтый, светлосерый, иногда серовато-белый, чрезвычайно редко зеленовато-белый.

Гранодиориты и кварцевые диориты в полевых условиях почти невозможно отличить от гранитов, и поэтому лучше все светлые кислые породы с кварцем называть гранитоидами.

Сиениты отличаются от гранитов только тем, что в ник совсем нет кварца или количество его ничтожно.

Нефелиновые сиениты отличаются от сиенитов наличием нефелина.

Яснозернистые темные интрузивные породы

Диориты: не менее 15—20% темноцветных минералов—роговой обманки и биотита;кварца нет. Общая окраска породы—пестрая или темная, полевые шпаты—светлые, зеленоватые.

Габбро: темноцветных минералов около 40—50%;биотит очень редок, и при его наличии лучше относить породу к диоритам. Плагиоклазы темные, но просвечивают в краях, их двойниковые пластинки толстые. Окраска породы более темная, чем у диорита, буровато- или зеленовато-темносерая и черная.

Весполевошпатовые (ультраосновные) породы отличаются отсутствием полевых шпатов. Более светлые, зелено-черные и бурые с металлическим блеском породы— горнблендиты и пироксениты; желто- или оливково-зеленые, покрытые на выветрелой поверхности желто-бурой коркой— дуниты.

Мелкозернистые и скрытозернистые породы жил и малых интрузий

Породы нормального состава (нерасщепленные. асхистовые) отличаются от соответствующих интрузивных пород только мелкозернистостью (микро-граниты, микро-сиениты и т. д.) или наличием более крупных выделений в мелкозернистой массе (гранит-порфиры, сиенит-порфиры и т. п.). Определяются по минеральному составу.

Аплиты—результат отщепления магмы, породы, обогащенные более светлыми минералами; отличаются от своих-интрузивных аналогов мелкозернистостью и гораздо меньшим содержанием темноцветных минералов;гранит-аплиты и сиенит-аплиты почти лишены последних, габбро-аплиты содержат их в 2—3 раза меньше, чем габбро. Выделения большей частью отсутствуют, порода сахаро-видная.

Лампрофиры—результат отщепления магмы, породы, обогащенные темными минералами—биотитом, амфиболом или пироксеном, и поэтому они всегда значительно темнее, чем соответствующие интрузивные тела, с которыми они связаны. Цвета их красные, темно- или чернобурые, часто зеленые, иногда черные. Залегают в виде жил в интрузиях и вмещающих породах.

Чрезвычайно крупнозернистые породы жил

Пегматиты состоят из очень крупных кристаллов, от 1 мм и до метра и более в поперечнике;представляют результат отщепления;состав зависит от группы породы. Наиболее распространены гранитовые пегматиты, состоящие в основном из кварца и калиевых полевых шпатов во взаимном прорастании. Залегают в виде жил или пятен в интрузиях соответствующих глубинных пород или во вмещающих осадочных и метаморфических породах.

Эффузивные породы покровов, потоков и жил

Кайнотипные (свежие) породы с водяно-прозрачными, стекловидными бесцветными или восково-желтыми полевошпатовыми вкрапленниками;зерна основной массы неразличимы;она однородной окраски, без пятен, потеков или ржавчины; излом шероховатый вследствие мелкой пористости.

Палеотипные (сильно измененные) породы имеют всегда плотную (вследствие разложения) основную массу, часто неравномерно окрашенную; полевошпатовые вкрапленники мутные и окрашенные. Ортоклазовые породы обоих типов чаще всего белые, желтоватые, желтые, розовые, а палеотипные—также и красные;плагиоклазовые породы и фонолиты—большей частью серые, темносерые, шоколадные, зеленые и черные.

Кварцевые порфиры и липариты отличаются от ортофиров й трахитов только наличием вкрапленников кварца, имеющих вид стекляшек, погруженных в основную массу.

Андезиты и базальты—серые, темносерые или черные, шероховатые на ощупь;в базальтах обычно заметны в лупу оливиновые вкрапленники;без последних эти две группы пород в поле разделить нельзя.

Порфириты—с темнозеленой или шоколадно-бурой основной массой и зеленовато-белыми, реже белыми и буроватыми полевошпатовыми вкрапленниками и черными вкрапленниками темноцветных минералов.

Мелафиры — буро-черные порфириты с ржавыми вкрапленниками и часто с миндалинами.

Диабазы—мелко- и среднезернистые;на темном зеленоватом фоне, в котором трудно различить отдельные минералы, видны белые или зёленовато-белые удлиненные прямоугольники или брусочки плагиоклазов.

Фонолиты—с чисто серой или серой с буроватым оттенком основной массой, в которой можно заметить в лупу округлые или толсто-прямоугольные разрезы многогранных лейцитов или толстотаблитчатых нефелинов.

Пикриты, лимбургиты, авгититы—черные или зеленовато-черные породы с большим удельным весом, который является надежным отличительным признаком.

☀   ☀   ☀

33. Определение кристаллических сланцев. Наиболее распространены гнейсы, слюдяные сланцы и слюдистые микросланцы (филлиты).

Гнейсы—полнокристаллические, яснозернистые, сланцеватые, светлоокрашенные или пестрые (не темные!) породы, состоящие из полевых шпатов, кварца и слюд—светлой или темной, или обеих вместе. Слюды располагаются или отдельными листочками, или образуют тончайшие прослоп (полосатые гнейсы). Нередко текстура линзовидно-сланцеватая. Название гнейсам дают по наиболее характерным минералам—главным и второстепенным. Породы как магматического, так и осадочного происхождения;часто—тончайшая послойная инъекция гранитов и аплитов в осадочные породы (мигматиты).

Слюдяные сланцы (биотитовые, мусковитовые и двуслюдистые) отличаются от гнейсов отсутствием или незначительным количеством полевых шпатов. Окраска иногда темная, сланцеватость параллельная, часто извилистая;зернистость всегда ясная, но иногда мельче, чем у гнейсов. Переходы в гнейсы—при увеличении количества полевых шпатов, в кварциты—при уменьшении количества слюд, и в слюдистые микросланцы—при уменьшении величины зерна. Породы почти исключительно осадочного происхождения.

Слюдистые микросланцы (филлиты)—наименее сильно метаморфизованные из кристаллических сланцев и поэтому очень мелкозернистые и тонкосланцсватые, часто плотные, породы. Образуют переходы к различным глинистым сланцам, от которых отличаются полнокристалличностью (устанавливается только под микроскопом) и шелковистым блеском покрытых мельчайшими пластинками слюды параллельных плоскостей. Слюда почти исключительно светлая;нередко хлорит, придающий зеленоватые оттенки породе;остальные минералы под лупой не различимы. При неотчетливом шелковистом блеске лучше называть эти породы слюдистыми глинистыми сланцами (филлитовидными сланцами). За редкими исключениями породы осадочного происхождения.

Амфиболиты состоят из почти одинаковых количеств амфибола и плагиоклаза и соответствуют по составу породам группы габбро и темноокрашенным диоритам. Массивные и сланцеватые породы, от яснозернистых до плотных. От амфиболитовых гнейсов отличаются темной, серо-зеленой или темнозеленой окраской. В небольших массах среди гнейсов и слюдяных сланцев. Породы осадочного и магматического происхождения.

Амфиболовые сланцы — тонкозернистые, макроскопически часто неотличимые от амфиболитов; состоят из роговой обманки с кварцем или без него.

Хлоритовые сланцы—зеленые, преимущественно темнозеленые породы, мягкие, легко режущиеся ножом; состоят в основном из хлорита. Породы осадочного и магматического происхождения (замещение перидотитов и серпентинитов).

Тальковые сланцы—светлозеленоватые и зеленоватые (вследствие наличия хлорита или серпентина), жирные на ощупь и очень мягкие породы. В чистом виде—ценное полезное ископаемое. Происхождение—как у предыдущих.




 
Рейтинг@Mail.ru
один уровень назад на два уровня назад на первую страницу