Пособие Геология. Учебное пособие Ухта 2004 удк 551. 1. 4 075 м 62 Минова Н. П., Бакулина Л. П. Геология Учебное пособие. Ухта
 Скачать 2.35 Mb.
|
|
Структуры метаморфических пород Структура метаморфических пород всегда полнокристаллическая. Размеры зерен минералов в целом увеличиваются по мере роста температуры метаморфизма. Если метаморфическая порода не достигла равновесия при данных физико-химических параметрах среды, то в ней присутствуют реликты строения исходной породы, изучение которых представляет интерес для восстановления состава первичной породы и истории формирования метаморфической породы. Такие структуры называются реликтовыми.Для метаморфических пород характерна уплощенная (таблитчатая, листоватая, чешуйчатая) и игольчатая форма минеральных зерен, что связано с растворением минеральных зерен в направлении действующего давления и ростом их в перпендикулярной плоскости. Реже встречаются зернисто-кристаллические породы.Метаморфические породы, испытавшие дробление под действием направленного давления, приобретают катакластические структуры, которые характеризуются угловатой формой обломков породы, между которыми находится мелкообломочный и перетертый материал, цементирующий более крупные обломки породы.Текстуры метаморфических пород Текстура метаморфических пород является их наиболее важным внешним признаком и отчетливо отражает условия их образования. Для метаморфических пород наиболее характерны ориентированные текстуры. Практически все метаморфические породы имеют плотное сложение. Наиболее распространены следующие текстуры метаморфических пород. 1. Сланцеватая текстура. Она характерна для большой группы пород регионального метаморфизма, образующихся при воздействии ориентированного давления – стресса. При такой текстуре порода сложена пластинчатыми или чешуйчатыми минеральными зернами, располагающимися взаимно параллельно. 2. Массивнаятекстура, которая характеризуется однородностью любого участка породы. Такие текстуры возникают в результате перекристаллизации однородного материала при отсутствии направленного давления. Образуются в экзоконтактовых ореолах интрузивных массивов и глубинных зонах земной коры.3. Пятнистаятекстура. Эта текстура обусловлена неравномерным распределением минералов в породе и возникает при контактово-термальном метаморфизме пород. 4. Полосчатаятекстура. Она представляет собой чередование полос разной мощности различного состава и структуры, образование которых может быть связано как с реликтовой слоистостью осадочных пород, так и с перераспределением минералов при перекристаллизации. 5. Очковая или линзовиднаятекстура характеризуется присутствием рассеянных в породе более крупных овальных зерен или агрегатов кварца или полевого шпата – «очков», выделяющихся цветом на фоне сланцеватой основной ткани породы. Встречается в породах регионального метаморфизма. 6. Плойчатая или гофрированнаятекстура. В породах наблюдаются очень мелкие складки. Минеральный состав метаморфических пород Минеральный состав метаморфических пород зависит от состава исходной породы и действовавших факторов метаморфизма. Он существенно отличается от состава как осадочных, так и магматических пород. Разнообразие химического состава исходных пород и значительные вариации термодинамических параметров процессов метаморфизма приводят к исключительному разнообразию минерального состава метаморфических пород. Минералы, слагающие метаморфические породы, делят на следующие группы:
Описание наиболее распространенных метаморфических пород приводится по видам метаморфизма. Породы регионального метаморфизма Процессы регионального метаморфизма проявляются на огромных площадях в десятки и сотни тысяч квадратных километров и, согласно современным представлениям, протекают во время складчатых деформаций пород. Региональный метаморфизм протекает в широком диапазоне температуры (от 300 до 1000 С) и давления (от 3 до 15.108 Па).При полном названии метаморфической породы дается ее корневое название (например сланец, гнейс, роговик и т. д.) и определение к нему, в котором перечисляются минералы, входящие в породу, в порядке возрастания их содержания (не более 4-5). На первом месте ставится минерал, присутствующий в наименьшем количестве. Например кварц-тальковый сланец. Минералы, присутствующие в количестве менее 5%, в названии горной породы не отражаются. Наиболее распространенными породами регионального метаморфизма являются сланцы – породы, характеризующиеся ориентированным расположением породообразующих минералов и способностью раскалываться на тонкие пластины или плитки (сланцеватостью). По степени метаморфизма различают слабометаморфизованные глинистые сланцы, занимающие промежуточное положение филлиты, хлоритовые и серицитовые сланцы, зеленые сланцы и глубокометаморфизованные кристаллические сланцы. Глинистый (аспидный) сланец–глинистая сланцеватая порода серого или черного цвета, состоящая из каолинита и других глинистых минералов, гидрослюды, хлорита, кварца, полевых шпатов, карбонатов, углистого вещества. В отличие от глин не размокает в воде, легко раскалывается по сланцеватости на тонкие твердые пластинки с матовой поверхностью. Образуется при диагенезе и частичной перекристаллизации глин при погружении их на глубину. С усилением метаморфизма происходит полная перекристаллизация глинистого вещества с образованием филлитов и хлоритовых сланцев. Филлит – тонкочешуйчатая (микрозернистая), тонкосланцеватая (тонколистоватая) плотная горная порода светло- или темно-серого цвета с шелковистым мерцающим отливом на поверхностях сланцеватости, обусловленным присутствием тонкочешуйчатого мусковита – серицита. Иногда окрашены примесями тонко распыленного гематита в красноватые и фиолетовые цвета. Углистый материал окрашивает филлиты в черный цвет. Главные минералы породы представлены серицитом и кварцем (кварц-серицитовый сланец). Часто содержит хлорит, биотит, альбит и др. минералы. При повышении степени метаморфизма преобразуется в слюдяной кристаллический сланец. Хлоритовый сланец – сланцеватая порода темно-зеленого цвета, состоящая главным образом из хлорита, с примесью серицита, кварца. Тальковый сланец – сланцеватая метаморфическая порода, сложенная тальком с примесью хлорита, кварца, актинолита, слюды, серпентина. Зеленые сланцы– распространенная сланцеватая метаморфическая порода серо-зеленого цвета разных оттенков, состоящая из альбита, актинолита, хлорита, кварца с примесью карбонатов и других минералов. Образуется из основных и средних магматических пород и их туфов в условиях низких температур (330 – 460С) и средних давлений (6 – 8.108 Па). При увеличении температуры метаморфизма сменяются амфиболитами. Кристаллические сланцы– общее название группы сланцев, образующихся на средних ступенях метаморфизма. Они характеризуются цветом от светло- до темно-серого , средне- или крупнозернистой структурой и хорошо развитой сланцеватой или плойчатой текстурой. Состоят из кварца, мусковита, биотита и типично метаморфических минералов – силлиманита, ставролита, граната. По преобладающей слюде различают мусковитовые, биотитовые и двуслюдяные сланцы. Амфиболит – темноокрашенная метаморфическая порода с массивной, сланцеватой или линейной текстурой и крупнокристаллической структурой. Состоит из амфибола (роговой обманки), плагиоклаза и иногда граната. Амфиболит образуется при метаморфизме изверженных пород основного и ультраосновного состава и мергелистых осадочных пород. Гнейс – метаморфическая порода с параллельно-сланцеватой, полосчатой или очковой текстурой и зернисто-кристаллической, средне- или крупнозернистой структурой. Порода состоит из кварца, калиевого полевого шпата, плагиоклаза и темноцветных минералов (пироксенов, роговой обманки, слюд). Содержание полевого шпата более 20%. По минеральному составу гнейсы близки к гранитам и отличаются от них ориентированными текстурами и большим содержанием слюд. По характеру исходных пород выделяют парагнейсы и ортогнейсы. Первые образуются при глубоком метаморфизме осадочных пород, вторые – магматических. Кварцит– зернистая, массивная, иногда сланцеватая, горная порода, состоящая преимущественно из зерен кварца (более 70-80%), макроскопически неразличимых и сливающихся в сплошную плотную и крепкую массу. Цвет кварцита может быть любым. Кроме кварца в состав различных кварцитов может входить слюда, плагиоклаз, тальк, гранат и ряд других минералов. Кварциты образуются при различных давлениях и температурах обычно из кварцевых песчаников. Кварциты могут образовываться также по различным вулканитам (риолитам, андезитам, реже по базальтам) метасоматическим путем в поствулканическую стадию развития вулканизма в условиях интенсивного привноса восходящими растворами кремнезема. Такие кварциты носят название вторичных (метасоматических). Кварциты могут образовываться и при перекристаллизации кремнеземистых гелей. Таким путем образовались железистые кварциты, широко распространенные в древних протерозойских толщах. Железистые (магнетитовые) кварциты важнейшая железная руда (месторождения Кривого Рога, КМА). Мрамор – общее название для мелко-, средне- и крупнозернистых карбонатных пород с массивной текстурой, образующихся при перекристаллизации известняка или доломита. В мраморе обычно невооруженным глазом можно различить отдельные кристаллы слагающего его карбоната (обычно кальцита, реже доломита и других карбонатов). Обычно мрамор содержит значительное количество примесей других минералов и органических соединений, которые окрашивают его в самые различные цвета. Примесь гематита окрашивает мрамор в красные цвета, лимонита – в желтые и бурые, битумов – в серые и черные. Образуются мраморы в широком интервале температур и давлений как при региональном метаморфизме карбонатных пород, так и в приконтактовой зоне крупных тел гранитоидов. Серпентинит (змеевик)– зеленая разных оттенков плотная горная порода со скрытокристаллической структурой и массивной (реже полосчатой или сланцеватой) текстурой, состоящая из серпентина. Образуется метасоматическим путем по ультраосновным оливиновым породам (дунитам, перидотитам). Породы динамометаморфизма Породы динамометаморфизма развиты на небольших участках, прилегающих к зонам разрывных нарушений, где породы испытали ориентированное давление, превысившее предел их прочности, и подверглись механическому дроблению и истиранию без перекристаллизации или с частичной перекристаллизацией. Этот вид метаморфизма называют еще катакластическим или дислокационным. При этом типе метаморфизма образуются тектонические брекчии, милониты и ряд других пород. Тектонические брекчии (катаклазиты)– тектонически раздроб-ленная брекчированная горная порода с размером обломков от незначительного до глыб. Структура пород катакластическая, текстура – беспорядочная. Минеральный состав обломков может быть любым и зависит от состава раздробленных пород. Пространство между обломками заполняется относительно более мелко раздробленным материалом, в котором можно наблюдать более поздние гидротермальные образования. Катаклазиты образуются вдоль плоскостей разрыва – надвигов, сдвигов, сбросов, взбросов, вследствие трения перемещающихся блоков горных пород. Милонит – раздробленная, тонкоперетертая и развальцованная кремнеподобная порода, образующаяся на поверхности тектонических разрывов. Часто имеет сланцеватую или полосчатую текстуру. Он является конечным (наиболее интенсивно раздробленным и перетертым) продуктом динамометаморфизма. Породы контактового метаморфизма Контактовый метаморфизм по масштабам проявления также является локальным и наблюдается в относительно узкой зоне контакта внедрившейся магмы и вмещающих ее осадочных пород. Контактовый метаморфизм выражается преимущественно в интенсивной перекристаллизации вмещающих интрузию пород. Типичными породами этого вида метаморфизма являются роговики, мраморы, кварциты, скарны. Роговик– тонкозернистая или скрытокристаллическая, массивная или пятнистая порода с раковистым изломом, состоящая из кварца, слюд, полевых шпатов, граната, андалузита, силлиманита, реже пироксена, амфибола и других минералов. Образуется при нагреве глинистых и других тонкозернистых алюмосиликатных пород, находящихся в контакте с магматическими телами в условиях малых и умеренных глубин (до 10 км). Скарны– крупнокристаллические, массивные, высокотемпературные контактово-метасоматические горные породы, сложенные специфическими известковыми или магнезиально-железистыми силикатами. Образуются при воздействии высокотемпературных флюидов в зоне взаимодействия алюмосиликатных (обычно кислых) магм с карбонатными породами. Вопросы для самопроверки
2. Назовите основные факторы метаморфизма пород. 3. Перечислите характерные текстуры метаморфических пород. 4. Назовите породообразующие минералы метаморфических пород. 5. Перечислите породы регионального метаморфизма, образующиеся из глин. 6. Какие метаморфические породы образуются при метаморфизме известняков и доломитов? 7. Какие метаморфические породы называются сланцами? Лабораторная работа №5ОПРЕДЕЛЕНИЕ ОТНОСИТЕЛЬНОГО ВОЗРАСТА ГОРНЫХ ПОРОД. ПОНЯТИЕ О РУКОВОДЯЩИХ ИСКОПАЕМЫХ. СТРАТИФИКАЦИЯ ОТЛОЖЕНИЙВозраст геологический – время, прошедшее от какого-либо геологического события (накопления пластов горных пород, наступления моря, излияния древних лав и т.д.). Различают абсолютный и относительный возраст горных пород. Абсолютный возраст – это возраст, выраженный в абсолютных единицах времени (млн.-млрд. лет). Относительный возраст горных пород – время тех или иных событий в истории Земли по отношению ко времени других геологических событий. Определение относительного возраста пород включает две задачи: 1) расчленение разреза, т.е. выделение различных по возрасту пластов в одном разрезе, одной толще; 2) корреляция (сопоставление) удаленных друг от друга разрезов, т.е. прослеживание одновозрастных пластов на отдельных участках или на всей территории земного шара. Расчленение разреза производится двумя методами: палеонтологическим и стратиграфическим. Первый основан на определении содержащихся в пластах руководящих органических остатков, по которым делается привязка слоев к общей стратиграфической шкале. Второй метод основан на изучении последовательности залегания пластов: при ненарушенном залегании нижние слои являются более древними, а верхние – более молодыми. Методы обычно применяются совместно. Стратиграфический метод используется лишь в районах с горизонтальным, ненарушенным залеганием пластов. Сопоставление разрезов производится палеонтологическим и минералого-петрографическим методами. Палеонтологический метод дает возможность установить одновозрастность залегающих в различных разрезах пластов по присутствию в них одинакового комплекса руководящих органических остатков. При этом степень удаленности разрезов друг от друга не имеет значения. Минералого-петрографический метод позволяет установить одновозрастность залегающих в различных разрезах пластов по сходству их минералого-петрографической характеристики. Обязательным условием при этом является малая удаленность разрезов, исключающая возможность изменения состава пласта по простиранию. Определение возраста магматических пород и рудных жил проводится по их соотношению с осадочными толщами, а также по соотношению интрузивных тел между собой: более молодые прорывают более древние. На практике при стратиграфических исследованиях, кроме перечисленных выше методов, используют структурно-тектонические (корреляция разрезов по поверхностям несогласий) и геофизические методы (коррелция разрезов на основе изменения физических характеристик пород по разрезу). Понятие о руководящих ископаемых. Стратификация отложений Изучением жизни в геологическом прошлом занимается палеонтология – наука о древних организмах (греч. рalaios – древние, бывшие; on(tos) – cущество; logos – учение). Древние организмы или окаменелости (с лат. - фоссилии: fodere – копать; fossilis – выкопанный) – это важнейшие исторические документы геологического прошлого, с помощью которых возможна реконструкция истории развития современного органического мира в тесной взаимосвязи с реконструкцией истории развития Земли. Окаменелости (фоссилии) – сохранившиеся остатки растительного и животного мира, следы деятельности организмов (следы передвижения, следы питания) геологического прошлого. Среди фоссилий в зависимости от степени сохранности различают 4 категории: 1. субфоссилии или ископаемое тело – почти полная сохранность организма (мумифицированные останки мамонтов, носорогов); 2. эуфоссилии – ископаемые, представленные скелетами (рис. 5.1), раковинами (рис. 5.2) или их ядрами (рис. 5.3) и отпечатками; 3. ихнофоссилии – следы жизнедеятельности организмов; 4. хемофоссилии – химические ископаемые, состоящие из органических молекул животного и растительного происхождения.1 Наиболее распространенными видами являются эуфоссилии и ихнофоссилии, а именно: ядра, отпечатки, следы жизни. Ядра – формы сохранности, образующиеся в результате заполнения осадком имевшейся у организма полости либо заполнения пустоты, образовавшейся в процессе диагенеза. Различают наружные (внешние) и внутренние ядра. Если внутренняя полость раковины заполняется минеральным веществом, то при последующем растворении раковины заполнившее ее вещество образует слепок (отливку) внутренней полости. Такой слепок называют внутренним ядром. Если раковина заключенного в породе организма растворяется, а оставшаяся после этого полость заполняется минеральным веществом, то образуется слепок наружной поверхности раковины, т.н. наружное ядро. Отпечатки – формы сохранности ископаемых животных и растений, при которых сохраняются оттиски тела или его отдельного органа, раковины, скелета, растения. Следы жизни – результаты жизнедеятельности любых организмов. Раздичают следующие виды следов жизни: 1. следы передвижения; 2. следы ползания и зарывания, 3. следы питания, к которым относятся следы Р  ис. . Плестоценовый мамонт Mammuthusprimigenius из Пфанерхалля, близ Мерзебурга. Находка из галечников, перекрывающих бурый уголь. Длина от конца бивней до хвоста 4,6м. Макушка черепа находится на высоте 3,2м  Рис. . Коническая известковистая раковина тентакулитов и ее отпечатки пожирания, содержимое кишечника (гастролиты) и экскременты (капролиты). При определении времени образования и при корреляции осадочных отложений индикаторами возраста являются не все окаменелости, а только т.н. «руководящие формы». Руководящие формы – организмы, живущие на огромных пространствах короткий отрезок геологического времени. Руководящими формами могут быть только те окаменелости, которые отвечают следующим условиям:
Важнейшими и классическими руководящими формами среди макрофоссилий являются беспозвоночные (таблица 5.1). Благодаря своей хорошей сохранности эти окаменелости играют важную роль при расчленении морских отложений. Таблица 5.1 Важнейшие руководящие формы .
При стратиграфическом расчленении континентальных толщ роль руководящих форм принадлежит остаткам позвоночных животных: рептилий (мезозой) и млекопитающих (кайнозой). Большее значение в палеонтологической практике, особенно при расчленении нефтегазоносных толщ, имеют мелкие фоссилии (микрофоссилии): фораминиферы, остракоды, конодонты. В лимнических осадках, таких как диатомит, руководящая роль принадлежит диатомеям – кремниевым водорослям. В угленосных, соляных и торфяных отложениях в качестве руководящих форм выступают растительные остатки: пыльца, споры, кутикула, остатки древесины. Вопросы для самопроверки
Лабораторная работа №6 СТРАТИГРАФИЧЕСКАЯ И ГЕОХРОНОЛОГИЧЕСКАЯ ШКАЛА ФАНЕРОЗОЯ И ДОКЕМБРИЯ Стратиграфическая шкала фанерозоя (общая международная) – это совокупность общих стратиграфических подразделений (в их полных объемах), расположенных в порядке стратиграфической последовательности и таксономической подчиненности. Таксономическим единицам стратиграфической шкалы соответствуют таксономические единицы геохронологической шкалы (таблица 6.1). Таблица 6.1 Соотношение геохронологических и стратиграфических подразделений .
|