6 лет назад
Нету коментариев

Следует особенно подчеркнуть, что статистические и микроструктурные методы далеко не всегда применимы в тектонической петрологии. Нам известны гранитные массивы, представляющие собой монолиты, не обнаруживающие ни малейшего раскалывания; далее, нам известны массивы, имеющие зернистую структуру без всякого преобладающего направления; наконец, чисто теоретически надо принять, что граниты, образовавшиеся не интрузивным путем, а в процессе гранитизации, должны иметь следы одновременной деформации. Типы упорядочения расположения компонентов можно обозначить так же как тектонические фации горной породы. Можно считать, что на больших глубинах имеет место нитевидное течение с понижающейся (по направлению вниз) степенью упорядочения. На границе сиалической оболочки происходит наиболее сильная ламинарная деформация; здесь лежит зона слюдяных сланцев, согласно залегающих гнейсо-гранитных оводов и диафтореза. Здесь наиболее применим микроструктурный анализ Зандера. Выше залегают гранитные массивы древних складчатых гор, анатектически расплавленные в глубине и затем выжатые в виде несогласных диапиров. К ним лучше всего применима методика Клооса. Наконец, еще выше, внутри уже давно консолидированной или вообще не подверженной складчатости, близкой к поверхности структуры, залегают молодые субвулканические глубинные породы и вулканиты, не обнаруживающие деформации и поэтому трудно доступные петротектоническому исследованию. Однако в некоторых случаях нам может дать представление о генезисе таких масс исследование внутренней структуры, следов течения и главным образом формы поверхности контакта. При этом нужно учитывать, конечно, возможность явлений анатексиса и пневматолиза. Такой учет, анатексиса вполне возможен, так как при исследовании структуры приходится иметь дело с более или менее однородными единицами горных пород, причем механически на процесс не влияет тот факт, является ли эта однородность первичной, или же она была вызвана мигматизацией. Учение о структуре массивов может относиться, собственно говоря, только к расплавленным массам, выступившим из мигматитового фронта и интрудировавшим в виде диапиров с текучей или ламинарной деформацией в окружающие горные породы. Исходя из этих соображений, можно различать следующие этажи:

1. Самый глубокий этаж, залегающий под мигматитовым фронтом, характеризуется высоким гидростатическим и низким направленным давлением. Параллельные текстуры здесь выражены слабо и отражают в крайнем случае конвекционные и гравитационные движения, которые наблюдаются, например, в широких плоских куполах многих архейских гней­сов. С началом застывания возникает, как самое большое, слабая гравитационная дифференциация большого объема с основными дифференциатами внизу и кислыми вверху. Глубинные части этого этажа имеют массивно-зернистую текстуру без каких-либо предпочтительных направлений, переходящую кверху в более отчетливую параллельную текстуру более или менее плоского залегания.

2. Вышележащий этаж, примыкающий к мигматитовому фронту, можно рассматривать как важнейший горизонт движения в земной коре. Интенсивное перемешивание под сильным гидростатическим давлением и высокой температурой создает условия для образования типичных тектонитов (слюдяных сланцев и филлитов), по плоскостям кливажа кото­рых снизу интрудирует выжатая из фронта мигматитов расплавленная магма; эта магма и ее оболочка имеют большей частью согласное залегание, отличаются конформностью и гармонией. К этому горизонту можно причислить гнейсовые купола в основании древних складчатых гор, а также гнейсово-слюдяно-сланцевые купола в метаморфидах альпийских гор. Глубинные массы почти всегда имеют сильно выраженную параллельную текстуру. В этом горизонте в его верхней или нижней части проходит мигматитовый фронт.

3. Еще выше расположена область неметаморфической складчатости. Магматиты, проникающие до этого этажа, обнаруживают большей частью ясно выраженный контактовый метаморфизм, но вследствие меньшего гидростатического давления меньше участвуют в деформации и соответственно часто залегают несогласно. Но они более или менее явно еще находятся под влиянием горообразования и, таким образом, конформны с тектоникой их рамы. Микроскопическая ориентировка текстуры выражена у них слабее, зато здесь лучше всего запечатлелись признаки «гранитной тектоники».

4. По направлению вверх и к концу прообразующих процессов влияние тектонических движений становится все слабее. Одновременно с этим температура снижается, застывание происходит быстрее и притом в мелкозернистом материале. Субвулканические массы и продукты поверхностных излияний не обладают тектонически упорядоченной текстурой. Эти соображения показывают, что характер упорядочения текстуры (тектоническая фация) может указывать на уровень, на котором произошли остывание и деформация. Далее, характер упорядочения текстуры указывает также на временные соотношения между движением расплавленной массы и ее кристаллизацией. Этот еще мало разработанный комплекс вопросов представляется мне очень важным и богатым перспективами для разъяснения общих тектонических проблем.

Известно, что минеральные составные части гранитной магмы выделяются в определенном порядке, начиная с основных и кончая самыми кислыми — кварцем. Между стадиями густой расплавленной массы и твердого кристаллического агрегата проходит промежуток времени, в течение которого магма обладает свойствами кристаллического «месива» с первыми выделениями кристаллов и еще преобладающей жидкой основной массой. Этим трем стадиям вещества соответствуют три кинематические стадии нитеобразного течения, ламинарного движения и деформации путем растрескивания. Наконец, следует еще отличать интрузию в известный сектор коры от более позднего движения в пределах этого сектора. Ясно, что различная комбинация этих групп стадий оказывает сильное влияние на процесс дифференциации и тектоническую фацию. Здесь можно различать три случая:

I. Кристаллизация до транспорта. При быстром застывании возникает недифференцированная зернистая порода без ориентировки составляющих, в которой в дальнейшем могут быть выражены только следы движения последней (твердой фазы), т. е. образование трещин и кливажа. При медленном застывании гравитационное отделение основных и кислых составляющих может начаться уже до транспорта, так что каждая часть может переноситься отдельно. Конечно, здесь возможны переходы. Приведем два примера.

На острове Борнгольм архейские граниты залегают в виде нескольких пластин, расположенных одна над другой с падением на север под углом приблизительно в 30° (рис, 62, 63).

Профиль через Боригольмский гранитный плутон, по Бубнову

Профиль через Боригольмский гранитный плутон, по Бубнову

Самая нижняя пластина состоит из весьма однородного, относительно основного сиенитового гранита; средняя пластина — из шлирового, т. е. отчасти дифференцированного гранита среднего состава, а верхняя — из аплитовых, довольно кислых гранитов. Верхние пластины обнаруживают более или менее ясные следы движения в жидкой фазе, о чем мы будем говорить в дальнейшем. Наряду с этим они более или менее сильно дифференцированы. Нижняя пластина, напротив, не обладает параллельной текстурой, но зато имеет сеть трещин, вполне согласную с текстурой верхней пластины. Не остается сомнения, что отдельные пластины образованы одной и той же магмой, но дифференциация началась здесь до транспорта. Нижняя сиенитовая пластина застыла до транспорта и позже была деформирована только растрескиванием.

Карта докембрийских образований острова Борнгольм, по Каллисену

Карта докембрийских образований острова Борнгольм, по Каллисену

Несколько иной комбинации движения, дифференциации и застывания соответствуют исследованные мной граниты южного Шварцвальда, интрудировавшие в карбоне в связи с варисцийским складкообразованием, подымаясь с севера на юг (рис. 64). Здесь дифференциация продолжалась во время транспорта. Ситуация сама по себе сходная: сверху залегает аплитово-гранитная, а снизу сиенитово-гранодиоритовая пластина; в середине расположены граниты среднего состава. Верхняя и нижняя пластины имеют параллельную текстуру, но средние нормально-гранитные пластины ею почти не обладают. Отсюда можно заключить, что кристаллизация и дифференциация начались уже до транспорта, но продолжались и во время него и закончились в различных частях массива в разное время. Об этом говорят также следующие наблюдения: плагиоклазы средней, недифференцированной части имеют зональное строение. Ядро плагиоклаза здесь большей частью уже несколько разложено и состоит из олигоклаз-альбита; вокруг него располагается несколько более основная оболочка из олигоклаза, которая кнаружи снова переходит в олигоклаз-альбит и альбит. Очевидно, что здесь имели место две фазы кристаллизации, которые можно связать с выделением сперва кислых, а затем более основных плагиоклазов в аплитовых и сиенитовых гранитах, тем более что химический состав плагиоклазов в обоих дифференцитах совпадает с составом зональных полевых шпатов в недифференцированном граните. Внезапное изменение порядка кристаллизации я называю материальным несогласием и противопоставляю его структурному несогласию, т. е. изменению структурного плана. Здесь мы уже подходим ко второй возможности.

Условия залегания гранитов и каменноугольных отложений в южном Шварцвальде, по Бубнову, 1935

Условия залегания гранитов и каменноугольных отложений в южном Шварцвальде, по Бубнову, 1935

II. Кристаллизация во время транспорта. Внедряющиеся во время орогенеза магмы, без сомнения, должны носить следы перемешивания, а тем самым должны подлежать дифференциации путем движения. При этом следует учитывать текучую, ламинарную и твердую фазы движения. При движении расплавленных масс вдоль твердой стенки следует прежде всего учитывать трение, которое связано с их вязкостью и наличием твердых включений. Таким образом, решающее значение имеет также стадия кристаллизации.

В основном здесь можно различать четыре случая:

1. Движение происходит в стадии нитевидного струйчатого течения расплавленной массы. Кристаллизация дошла в крайнем случае до стадии выделения цветных минералов и основных плагиоклазов. Каждое зерно перемещается само по себе и вследствие трения стремится включиться в направление движения, т. е. расположиться в направлении а. Для текстуры характерна параллельность линейных элементов соответственно эллипсоиду вращения с главной осью а. При малой продолжительности стадии течения не происходит дифференциаций в смысле разделения различных по химическому составу частей магмы. Ранее выделенные минеральные составляющие могут вследствие трения образовывать пучки, которые ориентированы определенным образом по отношению к направлению а, а именно так, что линии пересечения плоскостей пластинок слюды в пучке расположены параллельно а, как это имеет, например, место в окраинных частях гранитов Борнгольма. В более древнем недифференцированном граните Ванга и в молодом аплитовом граните Гаммера в кровле плутона хорошо распознается это пучкообразное расположение слюды с осью а. Но вследствие небольшой длительности текучего состояния это скучивание не связано с разделением состава горной породы. Значительнее дифференциация проявляется в случае, описываемом Болком на примере анортозитов Адирондакских холмов в штате Нью-Йорк, у которых из первичной диоритовой магмы при движении выделяются основные габбро, анортозиты и, наконец, самые кислые сиениты, которые передвигаются дальше вверх и вперед (в смысле всеобщего движения). Таким образом, происходит дифференциация глубинной породы на отдельные, закономерно распределенные части. Здесь стадия течения длилась достаточно долго, что и привело к дифференциации первичной магмы.

2. Движение продолжается до ламинарно-постоянной стадии. Кристаллизация может достигнуть стадии выделения калиевого полевого шпата, причем надо заметить, что иногда наличие двух ортоклазов (пертитового и чистого) указывает на вещественное несогласие. Структурное несогласие может проявиться как здесь, так и в других, далее рассматриваемых случаях, если имеется разница между диаграммой текстуры первых выделений (слюды) и последних выделений (кварца). В текстурном отношении является характерной плоско-параллельная текстура, нормаль которой на диаграмме располагается большей частью точно под прямым углом к плоскости ав. Дифференциация состоит в скучивании основных и кислых дифференциатов в виде небольших линз (чечевиц) основных и кислых дифференциатов, расположенных конформно с направлением главного движения, т. е. в плоскости ав. Чем сильнее трение, тем мельче становятся линзы, образующиеся вследствие дифференциации. В отвесной восточной стене массива глубинных гранитных пород Борнгольма, поднимающегося к югу, залегают такие дифференцированные линзы размерами в несколько сантиметров. Они состоят или из амфибола и слюды, или из аплитового и пегматитового материала и расположены параллельно контакту и направлению движения а. В результате образуется своеобразная темная с красными пятнами разновидность гранита, в целом соответствующая составу центральных гранитов Борнгольма. И здесь дифференциаты также не отделились от породы.

3. В ламипарно-непостоянной стадии движение в твердеющей массе концентрируется в нескольких плоских зонах, расположенных более или менее параллельно плоскости наиболее сильного трения. Между ними залегают чечевицеобразные тела из недифференцированного или лишь слабо дифференцированного материала. Возникшие в ламинарно-постоянной стадии вещественно-различные линзы могут быть «выглажены» по плоскостям движения вплоть до образования тонких пластов, так что возникает переслаивание листочков слюды и листочков кварца и полевого шпата. Это так называемые «пограничные гнейсы», характерные для контактной зоны быстро перемещающихся расплавленных масс. И на Борнгольме можно наблюдать, что в области контакта гранит иногда распадается на слойки слюды и полевого шпата с кварцем толщиной в несколько миллиметров. По направлению в глубину плоские зоны движения становятся более редкими, а линзы делаются толще; возникает крупношлировая текстура, переходящая затем в главную недифференцированную массу глубинной породы. Из изложенного вытекает, что для этой комбинации является характерной плоско-параллельная текстура.

4. Если процесс движения продолжается до фазы растрескивания, то возникает посткристаллизационная деформация. В структурном отношении для этой фазы характерны трещи­ны, дайки, милониты и кливаж. Заполнение даек и минерализация соответствуют выделению последних, подымающихся из глубины дифференциатов. Кристаллизация кварца может отве­чать этой фазе.

Типичными для этой комбинации являются диапировые глубинные породы последней тектонической фазы, т. е. главным образом, субсеквентные глубинные породы в понимании Штилле. Хорошим примером является молодая верхнекаменноугольная глубинная порода южного Шварцвальда, обнаруживающая из тектонических признаков лишь слабые следы гра­нитной тектоники, что указывает на то, что она застыла уже после интрузии при затухающем движении. Здесь мы главным образом находим выражение стресса в виде систем трещин. Дифференциация в этом случае в меньшей степени обусловлена силой тяжести и движением, нежели внезапным выделением газов, паров воды и тому подобными процессами, и ведет к образованию даек и к эффузивной деятельности. Структура изменяется от гранитной к порфировой, аплитовой, брекчиевидной, пегматитовой и афанитовой. Влияние контакта и поверх­ности литосферы играет здесь более важную роль, чем тектонический контроль.

В связи с подразделением процессов движения во времени заслуживают большого внимания соотношения пегматитов с вмещающими глубинными породами Борнгольма. Здесь имеются пегматиты, выделенные до застывания и деформированные позднее при движении путем скалывания; другие пегматиты залегают параллельно текстуре вмещающих пород и об­наруживают обогащение слюдой у контакта, являясь, без сомнения, синорогенными; третья группа пегматитов залегает несогласно, она внедрилась после застывания в виде даек. Таким образом, движение масс приходится здесь преимущественно на период образования пегматитов, который, по Ниггли, может соответствовать понижению температуры с 600 до 500°. В этот момент количество труднолетучих составных частей расплава падает с 70 до 16%. Этим самым можно объяснить и совпадение деформации с застыванием.

III. Кристаллизация после транспорта. Этот случай относится в основном к субвулканическим массам апикальных частей диапиров или гранитизации in situ. Тектонические признаки или согласуются с признаками комбинации II, 4, о которой мы только что говорили, или же отсутствуют совсем, если тектоническое движение является автономным и не имеет никакого отношения к предыдущей фазе. Поэтому здесь отсутствуют также и соотношения движения и дифференциации, обусловленной силой тяжести или пневматолизом. Такое отрицательное соотношение между развитием движения и материала обнаруживают глубинные породы платформенных областей и, по-видимому, также некоторые очень юные плуто-ны в третичных орогенах.

Я придерживаюсь того мнения, что анализ систематизированных подобным образом соотношений между тектонической и материальной фациями дает нам возможность достигнуть большего успеха, по крайней мере в разрешении геологических проблем, нежели чисто петрографический анализ этих вопросов. Такая систематизация дает нам прежде всего возможность сделать определенные выводы относительно глубины возникновения исследованных петротектонических эффектов, а тем самым дает и доступ к разрешению важнейшего геологического вопроса о продолжении разреза земной коры в глубину, т. е. вопроса о корнях гор.

Даже в горах, глубоко изрезанных долинами, разница высот в несколько тысяч метров является большой редкостью; поэтому в геологических разрезах продолжение их в глубину либо вовсе отсутствует, либо бывает основано на фантазии автора и не имеет обязательного реального основания. Только недавно нам стало ясно, что этот вопрос представляет особую проблему и что экстраполяция многих поверхностных тектонических условий в глубину невозможна. Некоторую ясность понятий в этот вопрос впервые внес в начале нынешнего столетия Ампферер, но он был еще далек от разрешения самого вопроса. В настоящее время можно утверждать, что деформация глубинных частей земной коры должна протекать иначе, чем на земной поверхности, так что отдельные этажи земной коры должны иметь различный стиль деформации. При этом надо иметь в виду не только уже давно известное различие между зоной разлома и зоной течения горных пород, но и более детальное подразделение, для которого я уже установил некоторые критерии в предыдущей главе. Так как геологический разрез нельзя проследить в определенном месте на большую глубину, то единственно возможным методом исследования более глубоких частей коры является сравнение между горами с одинаковым строением, но с различной глубиной эрозионного среза. Очевидно, что самые молодые горы показывают нам верхние этажи, в более же древних и сильнее разрушенных эрозией горах на поверхности выступают более глубокие этажи, а в глубоко обнаженном архее мы можем встретить и прежнюю зону текучести горных пород. Вкратце я сделаю такое сравнение, при этом особенно учитывая глубинные интрузивные породы.

Начнем с молодых складчатых гор, а именно, с Западных Альп, возникших в третичном периоде, в которых можно ожидать более высокие пересечения структурных зон поверхностью Земли. Оставляя в стороне менее интересные для нас интрузивные породы центральных массивов, относящихся к более древнему варисцийскому циклу горообразования, рассмотрим две группы глубинных горных пород: во-первых, несогласно залегающие тоналитовые массивы в области корней покровов, как у Бавено, в горных массивах Дисграция, Адамелло и других, и, во-вторых, согласно залегающие в мезозойских толщах аплитовые гранито-гнейсы, известные по профилям Симплонского туннеля.

Молодые интрузивные массы зоны корней большей частью не имеют ясно выраженной тектоники и ориентировки в плане альпийской складчатости. Возможно, что при их «внедрении» складчатая тектоника отступила на задний план по сравнению с образованием разломов и другими факторами (гранитизация, пневматолиз и пр.).

Гнейсо-граниты нижних пеннинских покровов дают другую картину. Они представляют собой мелкозернистые аплитовые породы с ясно выраженной параллельной текстурой, которые залегают более или менее согласными пластинами между триасовыми мраморами и филлитизированными сланцами лейаса (блестящими сланцами), о которых уже говорилось выше. Над этим комплексом из трех или четырех аплитовых гнейсовых пластин с мезозойской оболочкой залегает мощная масса парагнейсов каменноугольного возраста. Нельзя отрицать, что эта масса относится к большому надвигу, к так называемому Сан-Бернарскому покрову. Но является спорным, можно ли рассматривать залегающие под ней аплитовые гнейсы как ядра складок из дотриасового материала, как это делалось до сих пор. При этом надо учитывать, что гнейсы залегают здесь в очень глубоком горизонте, который выходит на поверхность только вследствие сильного поперечного поднятия шарниров складок в Тессинской кульминации. Нужно считать, что первоначальная оболочка верхней Пеннинской зоны имела мощность в несколько тысяч метров. На такой глубине существуют высокие температуры и горные породы обладают повышенной пластичностью. Поэтому в данном случае едва ли можно говорить о настоящих антиклиналях: скорее речь должна идти лишь о вдавливании пластического материала в серию пород, которая образует складки. Трудно понять, почему этот последний вывод, сделанный некоторыми немецкими геологами, в том числе и мной, еще в первые два десятилетия настоящего столетия, только за последние годы начинает заменять прежнее, чисто тектоническое решение вопроса с помощью представления о лежачих складках.

Таким образом, в Пеннинской зоне можно различать три тектонических элемента: под надвинутыми домезозойскими метаморфическими горными породами верхних пеннинских покровов залегает комплекс перемежающихся мезозойских филли-тизированных осадочных образований и аплитовых гнейсо-гранитов, совместно образующих сложный купол. При его возникновении движение продолжалось и после застывания гнейсо-гранитов, что можно заключить из прекрасно выраженных «гранито-тектонических признаков», например, из наличия линейной текстуры, идущей параллельно наклону шарниров, и перпендикулярных к ним трещин. Хотя и считается, что эти купола во многих разрезах Альп продолжаются далеко по простиранию, однако это является еще недоказанным. Вполне возможно, — и мне кажется даже вероятным, — что эти купола ограничены областью кульминации шарниров складок и соответствуют местному нагромождению материала. Следует отметить, что параллельная текстура аплитовых гнейсов на глубине становится все менее ясной и что в самом глубоком ядре куполов появляются однородные граниты без ориентированной текстуры. Зато купола обнаруживают метаморфизм, возрастающий по направлению в глубину, и являющийся без сомнения послетектоническим; в настоящее время его связывают с самыми молодыми гранодиоритовыми интрузиями в ядра куполов.

Если опуститься в глубинный этаж варисцийских складок, то в Саксо-Тюрингской зоне и в Моравской области мы найдем тектоническое напластование, даже в деталях совпадающее с описанными условиями Пеннинских перекрытий (рис. 65, 66,67).

Тайский купол, по Прецлику

Тайский купол, по Прецлику

И здесь складчатость распадается на ряд куполов, залегающих отчасти поперек общему простиранию и состоящих из сложно перемежающихся более или менее метаморфизованных отложений с ортогнейсами. Часто трудно решить, что имеется в данном случае: образование складок или интрузия? Но опять-таки характерна связь этих куполов с мощными геосинклинальными сериями пластичных сланцев и их превращением в филлиты и слюдяные сланцы. В Моравской зоне Восточных Судет точно так же, как и в Симплоне, можно различать верхнюю массу древнекристаллического материала или Молданубский комплекс, надвинутый на серию сильно деформированных филлитов и слюдяных сланцев, в которую проник синтектонически кристаллизовавшийся так называемый Битте-шский гранито-гнейс. В ядрах куполов также залегают почти недифференцированные глубинные породы — батолит Тайа и изверженные породы у Брно, — и имеет место метаморфизм после кристаллизации, связанный с молодым батолитом, скрытым в ядрах куполов. При этом безразлично, когда последовало образование куполов — в каледонское или варисцийское время; в этом вопросе не всегда достигается ясность. В действительности, имеются купола различного возраста. В отношении горных пород, типа тектоники и характера метаморфизма можно установить почти полную идентичность этого района с Пен-нинской зоной Альп, хотя в одном случае имеется метаморфический мезозой, а в другом метаморфические силурийские или более древние слои.

Шварцавский купол, по Прецлику

Шварцавский купол, по Прецлику

Другой тип представляют собой интрузивные массивы в централидах варисцийских гор (Молданубская зона). В складчатых горах третичного возраста этот горизонт еще скрыт в глубине, и на поверхности появляются только вулканические породы и субвулканические интрузивные массы позднеорогенного или послеорогенного возраста с деформацией элементов предшествующей кристаллизации, о чем уже говорилось выше. В глубинных горизонтах варисцид можно отличать верхний складчатый, но неметаморфический этаж от значительно более древнего, превратившегося в гнейсы, нижнего этажа. В качестве примера можно взять Южный Шварцвальд: здесь верхний этаж имеет малую мощность и принадлежит верхнему девону и карбону, а нижний этаж — докембрию. Вдоль сильного нарушения, простирающегося с востока на запад, гнейсы глубинного этажа надвинуты на юге на девонско-каменноугольные осадочные образования. Как показывают различия гнейсов на обеих сторонах линии разрыва, это нарушение должно было появиться задолго до варисцийского складкообразования, так что представляет собой линеамент глубокого заложения. В эту ослабленную зону внедрился третий элемент строения, синорогенный гранит, — в широком смысле этого понятия — и распространился затем вдоль плоскости несогласия между обоими этажами. Интрузия произошла в течение нескольких фаз от верхнего девона до среднего карбона, на протяжении которых менялись соотношения между интрузией, дифференциацией и кристаллизацией. Поэтому здесь встречаются различные формы комбинаций, о которых уже говорилось выше. Метаморфизм в гнейсах здесь отсутствует. Ясно выраженная параллельная текстура, свидетельствующая о движении в ламинарно-непостоянной стадии, проявилась только на окраинных участках, а в остальном развиты большей частью типичные признаки гранитной тектоники, т. е. делимость параллельно плоскости S и трещины под прямым углом к ней, в направлении Q. Граниты интрузий, имеющих различный возраст, южнее описанной зоны интрузий образуют плоские, залегающие одна на другой пластины и оболочки плоских куполов, которые заключены, по-видимому, между гнейсовым этажом и лежащим в его кровле комплексом девона — карбона. Между куполами проходят ленты более сильно дифференцированных сиенитовых горных пород с ясно распознаваемой параллельной текстурой в направлении, поперечном складчатости, и с вертикальным падением. Петрографический состав внутренних пластин и оболочек различный, также различны и структурные типы в смысле дифференциации движения. В общем же гранитная зона конформна элементам варисцийской тектоники.

Строение моравских куполов, по Заплеталу и по Зюссу и Прецлику

Строение моравских куполов, по Заплеталу и по Зюссу и Прецлику

Попытаемся несколько осветить происхождение огромных масс гранитов, венцом окружающих гнейсовое ядро Шварцвальда. Прежде всего бросается в глаза то, что горные породы, окружающие гранит, отличаются довольно сильной инъекцией. В слоях девона и карбона, залегающих в кровле, она имеет характер параллельной инъекции с сильными проявлениями контактового метаморфизма, в то время как в контакте с подстилающими гнейсами происходит внедрение даек и жил из гранитового материала, расположение которых не обнаруживает никакой зависимости от структуры гнейсов. Так как обе горные породы (граниты и гнейсы) по химическому составу очень схожи между собой, то можно предполагать, что вблизи контакта гранитов с подстилающими гнейсами проходил мигматитовый фронт и что граниты представляют собой не что иное, как расплавленный и выжатый кверху в виде диапиров гнейсовый материал. Разница между этой структурой и гнейсовыми куполами метаморфид заключается в том, что в централидах отсутствовал мощный этаж сланцев, который обусловил параллельную инъекцию гнейсовых куполов и их перемещение. Магматическая масса здесь не была расщеплена при внедрении, а дала отдельные, сопровождаемые лакколитами купола.

Хотя картины структуры комплексных куполов метаморфид и гранитных куполов централид различны, все же можно показать, что обе они основаны на одинаковом принципе, а именно на стремлении привести сиалический материал земной коры посредством складчатости в соответствие с се новой структурой, отличающейся увеличенным вертикальным и уменьшенным горизонтальным диаметрами. В зависимости от пластичности материала, которая в свою очередь зависит от температуры, давления и состояния материи (текучее, ламинарно-движущееся или твердое), этот материал или образует складки, или выжимается в виде диапиров, или же скучивается в магматические купола. Так как с увеличением глубины возрастают температура и давление, то можно принять, что в еще более глубоком слое картины движения становятся более однородными, по крайней мере в механическом, а, вероятно, также и в химическом отношении. Рассмотрим глубокий разрез из архея Скандинавии.

Главная масса отмеченных уже мной архейских глубинных пород Борнгольма образована полосатым «главным» гранитом, представляющим собой среднезернистую, содержащую роговую обманку гранитную породу с частично плоскостной, а частично линейно-параллельной текстурой. Плоско-параллельная текстура имеет широтное простирание и падает под углами от 20 до 40° на север. Она обусловлена параллельным расположением пластинок слюды. Хотя от параллельности и имеются некоторые отклонения, но линии пересечения пластинок слюды лежат в направлении движения, т. е. в меридиональном направлении, с падением на север в 20—40°. Следовательно, слюда обнаруживает признаки нитевидного течения, которое, однако, при плоскостной текстуре переходит в ламинарно-непрерывное движение. Следует отметить, что и кварц, представляющий собой последнее выделение, обнаруживает ориентировку, которая несколько отличается от ориентировки слюды, но зато совпадает с признаками последней твердой фазы деформации: с трещинами и с вертикальной плитчатостью в направлении простирания плоскостной текстуры. Таким образом, здесь имеется структурное несогласие, которое вещественно выражается в резорбции плагиоклазов. Не подлежит сомнению, что гранитная пластина, толщину которой можно оценить в 8—10 км, передвинулась с севера на юг, снизу вверх, и именно в текучей фазе, и при этом испытала упомянутую ранее шлировую дифференциацию.

По направлению к подошве гранита шлировое строение становится все более выраженным, а параллельная текстура делается яснее. Так возникает горизонт движения, под которым залегает довольно грубозернистая масса сиенитового гранита без какой-либо ориентированной текстуры, по своему минеральному составу совпадающая с главным гранитом и обладающая также одинаковыми признаками твердой фазы, а именно, трещиноватостью и делимостью. Это напоминает «бестекстурные» граниты в подошве Пеннинских покровов и Мо­равских куполов. В кровле главного гранита также развита шлировая текстура, а выше залегает более основной гранит однородного характера. В этом несколько пятнистом граните Ванга имеются пучки листочков слюды, которые пересекаются по прямым линиям, параллельным направлению в, т. е. параллельным простиранию. Это означает, что вблизи контакта гранит принадлежит к В-тектонитам Зандера, которые застыли поздно в ламинарно-непостоянной или твердой стадии переноса. Так как параллельная текстура в граните круто падает на север и только вблизи контакта с главным гранитом приобретает пологий наклон к северу, то условия залегания гранитов можно рассматривать только таким образом, что гранит Ванга уже в застывшем состоянии был надвинут к югу на главный гранит, причем на границе их возникла мелкошлировая или даже сланцеватая текстура пород. Следовательно, в граните Ванга движение продолжалось дольше, чем застывание. Структура вполне соответствует верхним Пеннинским покровам, надвигу Молданубских гнейсов на Моравские купола и надвигу гнейсов на палеозой Южного Шварцвальда.

Но аналогия идет еще дальше. По поверхности надвига гранита Ванга на главный гранит, в направлении с севера на юг интрудировал молодой аплитовый гранит — гранит Гамме-ра, который расщепил на глубине гранит Ванга и выпятил его з виде свода. Гранит Гаммера имеет лишь слабо выраженную ориентированную текстуру, возникшую во время течения, и только в области контактов наблюдается вращение минеральных элементов, стремящихся расположиться параллельно контакту, с образованием весьма отчетливой, микроскопически мелкой параллельной текстуры. Таким образом, гранит Гаммера соответствует самым молодым интрузиям с -образованием куполов, которые известны нам в областях Симплона, Моравских куполов, в Рудных горах, а также в Южном Шварцвальде.

Аналогия касается также восточной окраины гранитного массива Борнгольма. Вследствие внезапно усиливающегося падения на запад, подошва борнгольмского плутона на востоке выходит на поверхность, и здесь снова появляется гранито-сиеннтовый фундамент. Плоско-параллельная текстура здесь вертикальна и простирается меридионально, а линейная сохраняет прежнее падение на север. Следовательно, текстура соответствует движению на юг при сильном трении о твердый борт на востоке. Характерна мелкошлировая текстура с сильной дифференциацией на основные и кислые шлиры длиной в несколько сантиметров. Об этой сильно деформированной горной породе, так называемом граните Парадизбакке, мы говорили уже раньше. Между плутоном Борнгольма и его восточным бортом позднее втиснулась поперечная гранитная масса, с меридиональным простиранием. Видимо, она соответствует сходным с ней поперечным элементам в Тессине (Пеннинские покровы) н Шварцвальде.

Очевидно, что в приведенных трех примерах речь идет о механически аналогичных процессах; однако, протекая на различной глубине, они дают разные картины движения. В ме­ханическом смысле здесь происходит в сущности надвигание одной уже уплотнившейся массы из более древнего материала на другую массу, испытывающую сильную деформацию и скучивание, причем деформация распространяется только до зоны текучести. «Подстилка», застывшая после окончания движения, ориентированной текстуры не имеет. В зоне движения нагромождается материал, приносимый в геосинклиналь сверху седиментационным процессам, а снизу — течением расплавленной магмы. При горообразовательном процессе этот материал приобретает вверху структуру лежачих складок и надвинутых покровов, а глубже — характер куполов с согласно залегающими интрузиями при наличии сланцевого исходного вмещающего материала, или диапировых антиклинальных плутонов в массивных горных породах; вместо деформации в твердом состоянии здесь проявляется различный по интенсивности метаморфизм. Наконец, в самом глубоком этаже решающее значение имеет гомогенизация материала путем анатексиса, и образование складок заменяется шлировидной дифференциацией минерального состава. Можно также утверждать, что мощные сиалические вздутия складчатых гор образуются вверху нагромождением складок, в среднем горизонте — диапирами и гнейсовым метаморфизмом, а в глубине — скучиванисм шлирообразно дифференцированных гранитов. Гранитный материал заимствуется, по-видимому, путем анатексиса из самых глубоких частей прилегающих древних глыб. Какая картина движения оказывается в результате решающей, в верхних этажах зависит от пластичности горных пород, а в нижних — от температуры и давления. Основным является отношение деформации и движения к застыванию и кристаллизации. Таким образом, складкообразование, метаморфизм и шлировая дифференциация пород представляют собой типы деформаций, свойственные различным глубинам.