Лекция №8 Слоистость и сланцеватость в метаморфических толщах. Особенности текстуры метаморфических пород.
advertisement
Лекция №8 Слоистость и сланцеватость в метаморфических толщах. Текстуры и структуры метаморфических горных пород Особенности текстуры метаморфических пород. К метаморфическим толщам относятся исходные осадочные или магматические породы, в той или иной степени измененные и преобразованные в породы иного состава под влиянием процессов метаморфизма. Перекристаллизация пород в земной коре происходит главным образом за счет высокой температуры (термометаморфизм), высокого давления (динамометаморфизм), а также привноса газообразного и парообразного вещества из глубины и может иметь как местное, так и региональное развитие. Местное (локальное) развитие метаморфических пород происходит главным образом при воздействии внедрившейся магмы на вмещающие породы, а также в зонах крупных разрывов. Породы, образующиеся при локальном метаморфизме, имеют самый различный возраст — от древнейших до неогеновых. Породы, возникшие при региональном метаморфизме, имеют широкое распространение, однако основная их часть сосредоточена среди архейских и нижнепротерозойских толщ, значительно реже они встречаются в верхнепротерозойских и палеозойских образованиях. Метаморфические породы обычно обладают слоистостостью, которая может быть выражена так же хорошо, как и у осадочных пород, либо едва намечаться по окраске породы или преимущественной концентрации какогонибудь минерала. Слоистость в метаморфических толщах отражает различия в составе исходных пород и может быть, как и в породах осадочных, параллельной, косой, лннзовидной и т. п. Нередко она имеет ритмичное строение с правильным чередованием различных по составу пород. Изучение ритмичной слоистости позволяет установить положение кровли и подошвы дислоцированных толщ, и, что особенно важно, характер ритмичности может служить основой при сопоставлении и корреляции стратиграфических разрезов. Другое свойство текстур метаморфических пород выражается в ясной ориентировке в одном направлении линейных и пластинчатых минералов, таких как слюды, хлорит, амфиболы, кварц и др. Это явление носит название кристаллизациониой сланцеватости, а в гнейсах и метаморфизованных интрузивных породах гиейсовидности. Сланцеватость и гнейсовидность возникают в породах в процессе их преобразования при метаморфизме и поэтому являются вторичным, наложенным новообразованием. Они должны отличаться от первичной сланцеватости, возникающей в осадочных породах одновременно с накоплением осадка. Кристаллизационная сланцеватость и гнейсовидиость чаще совпадают со слоистостью, но нередко и секут ее под тем или иным углом. В складках сланцеватость, секущая слоистость, развивается параллельно осевым поверхностям. В замках складок она перпендикулярна к слоистости, а на крыльях сечет слоистость под тем или иным углом. Наложенная сланцеватость может развиться также в крыльях разрывов, особенно часто в крыльях взбросов и сдвигов. Ориентируется она параллельно сместителям. Определение исходного состава метаморфических пород. Для выяснения первоначальной природы метаморфических пород необходимо тщательное изучение их состава, текстуры, структуры и химического состава. Чрезвычайно важно установить, за счет каких исходных пород — осадочных, вулканогенных или интрузивныx — образовались метаморфические толщи. Для решения этого вопроса особое значение имеют сохранившиеся в метаморфических толщах первичные минералы, структуры и текстуры. Магматическим породам свойственно частичное сохранение при метаморфизме первичного минерального состава. В метаморфических породах нередко встречаются реликты магматических структуp (особенно порфировой, офитовой) и текстур, свойственных только изверженным породам (вулканические брекчии, флюидальные и миндалекаменные текстуры). Важными признаками первично-осадочных пород являются остатки слоистости, повторяющееся чередование одних и тех же свойств в отдельных слоях, следы косой слоистости, остатки кластической структуры конгломератов, брекчий, туфов, изредка сохраняющиеся органические остатки, а также частичное сохранение первичного минерального состава и химический состав, близкий к составу той или иной осадочной породы. Для выяснения первичной природы важны ассоциации метаморфических пород. В парагенетических ассоциациях характерно присутствие мраморов, графитовых и пиритсодержащих слюдяных сланцев в сочетании с силлиманитовыми гнейсами, амфиболитами и пироксен-амфиболовыми сланцами. Характерен парагенезис кварцитов с высокоглиноземистыми сланцами. Химический состав метаморфических образований довольно полно наследует первичные особенности пород, если только он не обусловлен ультраметаморфизмом и метасоматическими процессами. Существует несколько методов сопоставления отдельных элементов, окислов или групп окислов, описанных в специальных руководствах. При выявлении первичных орто- и парапород могут быть использованы акцессорные минералы: циркон, монацит, ксенотим, рутил. Их внешний облик (окатанность, царапины, ячеистая поверхность) может свидетельствовать о первично обломочном происхождении; на это указывает приуроченность этих минералов к отдельным слоям. В глубокометаморфизованных образованиях, гранитогнейсах, гранулитах, чарнокитах акцессорные минералы регенерируются и восстанавливают свою кристаллическую форму, но очень часто при этом сохраняют округлые ядра, указывающие на осадочное происхождение первичных пород. Стратиграфическое расчленение метаморфических толщ. Докембрийские образования принято делить на две группы: архейскую и протерозойскую. К архейской группе относятся все образования древнее 2600 млн. лет. Протерозойская группа подразделяется на две подгруппы: ранний протерозой, охватывающий породы с возрастным интервалом от 2600 до 1600 млн. лет, поздний протерозой (1600—570 млн. лет). Последний подразделяется на рифей (1600—675 млн. лет) и венд, имеющий возрастной интервал от 675 до 570 млн. лет. Возраст докембрийских пород определяется по радиометрическим данным. Для протерозоя имеют значение органические остатки. Наиболее надежны стронциевый и свинцовый методы определения абсолютного возраста, но аргоновый метод является самым доступным. Чтобы избежать ошибок при определении возраста аргоновым методом, анализы выполняют по нескольким минеральным фракциям из одной пробы. Палеонтологический метод может опираться па присутствие проблематических органических остатков от нижнего протерозоя и выше (сфероморфиды, строматолиты, микрофитолиты и др.) В породах архея подобные находки крайне редки. Для обнаружения органики изготавливают шлифы и породы протравливают кислотами. При стратиграфическом расчленении метаморфических толщ в них выделяются комплексы, серии, свиты, горизонты. Метаморфический комплекс объединяет толщи метаморфических пород или серии со сходными проявлениями процессов регионального метаморфизма и магматизма. Серии должны различаться по возрасти характеру метаморфизма, нередко зависящим от исходного состава пород, магматизму (эффузивный и интрузивный) и отделяться друг от друга несогласиями. При расчленении серий на свиты прежде всего во внимание принимаются родственный петрографический состав и общность происхождения пород. Все признаки должны быть достаточно характерными для выделяемой свиты, позволяющими отличать ее от смежных свит и производить сопоставления разобщенных участков ее распространения. Свиты могут залегать согласно или отделяться несогласиями. Чрезвычайно важно внутри свит выделить опорные, маркирующий горизонты, которыми могут служить мраморы, кварциты, метаморфизованные эффузивные породы и др. Различия в метаморфизме выражаются в степени преобразования первоначального состава пород, в появлении характерные вновь возникших минеральных ассоциаций и в текстурных особенностях. Несогласия в метаморфических породах выявляются с большие трудом: обычные признаки несогласных взаимоотношений при рекристаллизации пород расплываются и исчезают. Наиболее достоверно перерывы в метаморфических толщах устанавливаются по угловым несогласиям и базальным образованиям, В отдельных случаях некоторое значение имеют явления древнего выветривания (физическое выветривание, образование коры выветривания). Время внедрения интрузий, главным образом гранитных, может явиться опорной вехой в истории формирования метаморфических толщ, и поэтому возрастные данные гранитов широко используются для стратиграфического расчленения метаморфических комплексов. Интрузивный контакт позволяет решить вопрос о верхнем возрастном пределе пород, вмещающих интрузии. Изучение внутренней структуры метаморфических пород Складчатость, развитая в метаморфических толщах, весьма различна по своей форме и размерам. Широко распространены просто построенные плавные складки с поперечными размерами в десятки километров, очень сложные и непостоянные по форме складки течения и очень мелкая складчатость, переходящая в плойчатость. Рис Текстуры метаморфических пород. а - плоскопараллельная б — линейно-плоскостная; в — линейно-параллельная, или линейная Во многих областях (на Алданском щите, в Казахстане и др.) при сравнительно простом строении докембрийских метаморфических толщ в отдельных обнажениях кристаллических сланцев и гнейсов отмечается крутое и вертикальное залегание пород, сопровождаемое сложными местными смятиями, плойчатостью и кливажем. Эти особенности строения объясняются перемещением вещества в процессе складкообразования. Надо также иметь в виду, что перекристаллизация пород, в особенности глинистых, может сопровождаться увеличением их исходного объема, вызываемого привносом глубинного вещества. При этом вероятно, в благоприятных условиях возникают мелкие деформации. В метаморфических толщах весьма существенно выявить ориентировку сланцеватости, возникающей при перекристаллизации. Аналогично тому, как это делается для интрузивных пород, в метаморфических образованиях следует различать полосчатые и линейные текстуры. Полосчатые текстуры могут возникать при перекристаллизации исходных пород в глубинных условиях, когда происходит плавление наиболее подвижных минеральных компонентов и вторичное обособление их. Часто полосчатые текстуры образуются при привносе нового вещества. Полосчатость может быть и остаточной: полосы различного минерального состава в таких случаях соответствуют первичной слоистости. В породах с линейной текстурой пластинчатые и игольчатые минералы располагаются вдоль параллельных поверхностей (поверхности сланцеватости. Они ориентированы беспорядочно в пределах этих поверхностей (плоскопараллельная текстура) или параллельны друг другу (линейно-плоскостная и линейно-параллельная текстура. Линейные текстуры обычно хорошо выражены в сечениях, перпендикулярных к напластованию, и на плоскостях сланцеватости. В генетическом отношении наибольшим распространением в метаморфических породах пользуются складки течения, образующиеся в условиях высоких температур и значительного стресса. Рис. Схема изоклинальной складчатости (А) и нормальный разрез слоев, участвующих в складчатости (Б), а—а и б—б — границы обнажения Резкое снижение вязкости пород в таких условиях приводит к течению пород вверх или в ином направлении в сторону пониженного давления и сопровождается образованием гнейсовидных и сланцевых структур. Наиболее часто образуются острые, сильносжатые («скошенные») и изоклинальные складки, осложненные более мелкими и мельчайшими складочками. В таких условиях особое значение приобретает «зеркало складчатости», представляющее собой условную поверхность, соединяющую замки антиклинальных или синклинальных складок по поверхности одного и того же стратиграфического горизонта. Поверхность может иметь выпуклое, вогнутое, плоское или наклонное положение. Выяснение строения зеркала складчатости в сочетании с наблюдениями за погружениями шарниров даже самых мелких складок может оказать существенную помощь в выявлении общей тектонической структуры региона и при стратиграфических построениях. В метаморфических толщах с развитыми в них складками течения нередко встречается наложение складчатостей разного возраста, имеющих различную ориентировку. Ранее сформировавшиеся складки вновь вовлекаются в процесс складчатости с образованием структур, имеющих отличное от ранних складок расположение осевых поверхностей и осевых линий. Шарниры ранних и поздних складок могут как совпадать, так и располагаться различно. Рис. Тесносжатые складки. а — изоклинальные складки в известняковом прослое среди сланцев; б — осложнение замка складки в мигматизированном гнейсе более мелкими складочками (Кольский полуостров, по Т.М. Гептнер; в — исчезновение следов поворота слоев в замке в мигматизированном гнейсе (Кольский полуостров), по фотографии В.В. Эза; г — линзовое сложение в ядерной части складки в мигматизированном гнейсе (Северное Беломорье), по фотографии В.В. Эза Рис. Наложение прямых складок на лежачие изоклинальные складки в Северном Беломорье, по Б.И. Кузнецову. 1 - гнейсы; 2 — амфиболиты; 3 — границы разных пород и углы их падения (штрихи в сторону падения); 4 — осевые поверхности ранних складок: 5 — осевые поверхности наложенных складок; 6 — направление и углы погружения шарниров складок (цифра у острия стрелки); осевых поверхностей (цифра у бергштриха); цифра в конце стрелки — углы между крыльями Если наложившиеся складки сильно сжаты, в них развивается новая сланцеватость, в общем параллельная осевым поверхностям поздних складок, которая способна полностью или частично затушевывать сланцеватость, образовавшуюся при раннем складкообразовании. Наложение складчатостей отмечается также и среди слабометаморфизованных толщ, например в мезозойских флишевых толщах Крыма и Альп. Естественно, что образование поздних складок сопровождается изгибами ранее возникших поверхностей несогласий и разрывов. Рис. Схематизированное изображение будинированных ладожских сланцев (ребро блока АВ параллельно осям складок), по Н.Г. Судовикову В наложенных складках выявление стратиграфической последовательности образующих их слоев представляет собой трудоемкую и нередко невыполнимую задачу, в связи с чем выделение антиклиналей и синклиналей теряет всякий смысл. Поэтому для толщ, в которых стратиграфическая последовательность не установлена, лучше применять термины «антиформные» и «синформные» складки. При образовании складок пласты, обладающие достаточной пластичностью, нередко разрываются на отдельные части. При этом из них образуются цилиндрические или четкообразные тела, заключенные в измененную массу более податливых пластических слоев. Эти структуры носят название будинаж-структур. Будинаж возникает в толщах, состоящих из неоднородных по механическим свойствам пород. Более твердые пласты, залегающие среди пластинчатых пород, испытывают разрывы, превращаясь в будины, которые в процессе движения отрываются друг от друга, закатываясь в подвижную «текучую» массу, обтекающую блоки. Вследствие подобного обтекания в толще, вмещающей блоки, образуются мелкие складки смятия, ядрами которых оказываются блоки «закатыши». Рис. Эволюция складчатости в пределах Мамской кристаллической полосы, по А. С. Флаассу. F1, F2, F3, F4 — складки первой, второй, третьей и четвертой генераций; 1 — осевые плоскости складок F1; 2 — осевые плоскости складок F2; 3 — зоны рассланцевания, разделяющие складки F4 В разрезе блоки (будины) бывают приурочены к определенному горизонту и имеют форму изолированных, располагающихся одно за другим линзовидных и бочонкообразных тел. Их длинные оси часто параллельны шарнирам складок. Размеры блоков разнообразны— от сотен метров до сантиметров в поперечнике. Длина их во много раз превышает поперечные размеры. Будины, образующиеся при вязком скалывании, имеют линзовидную или заостренную форму, а при хрупком отрыве — тупое окончание. Особенно широко будинаж-структуры развиты в глубокометаморфических сериях. Их образованию способствуют высокие давление и температура. Будинаж-структуры позволяют устанавливать направление перемещения вещества при процессах динамометаморфизма и делать выводы об ориентировке вызывающих его сил. В метаморфических толщах докембрийского возраста широко распространены образования, состоящие из метаморфизованных пород с включенными в них жилами пегматита, аплита и гранитоидов. Такие образования называются мигматитами. В мигматитах другого типа привнесенное вещество частью или целиком может быть тонко рассеяно в перекристаллизованном и химически измененном субстрате. В зависимости от строения различают мигматиты, имеющие вид интрузивных брекчий, ветвистые и послойные, и птигматиты (птигма, древнегреч. — складка). Последними называются сложные, извилистой «складчатой» формы жилки гранит-аплита, пегматита, реже кварца, встречаемы среди метаморфических пород в экзокоитактах кислых интрузивных тел и в полях мигматизации. Рис. Птигматитовые складки, по Н. Хиллсу. Сложенная в складки дайка основных пород (черное) первоначально была прямой Среди древнейших архейских и раннепротерозойских метаморфических пород Алдана, Карелии, Канады, Гренландии и в других областях широко распространены округлые, овальные или угловато-закругленные массивы, сложенные гранитогнейсами и в меньшей степени массивными гранитоидами, получившими название «гранитогнейсовых» куполов. Поперечные размеры этих структур достигают десятков и сотен километров. Купола разделены межкупольными синклиналями сложной линейной формы, образованными измененными метаморфизмом вулканогенными осадочными породами (зеленокаменные пояса). Пространственная и возрастная близость гранитогнейсовых куполов и зеленосланцевых поясов позволила выделить особые «гранит-зеленокаменные области». Купола сложены главным образом плагиогранитами, тоналитами, гранодиоритами, кварцевыми диоритами, обладающими хорошо развитой гнейсовидной текстурой и получившими обобщение название «серых гнейсов». Их абсолютный возраст древнее 3 млрд. лет. Рис. Гранитогнейсовые купола (I—V) в северной части Алданского щита, по Л.И. Салопу. 1 - простирание слоев по аэрофотоснимкам; 2различные горизонты кварцитов; 3 - границы стратиграфических подразделений а - установленные, б -предполагаемые); 4 -простирание осей второстепенных складок; 5 —докембрийские разломы; 6 докембрийские. кембрийские и юрские отложения платформенного чехла Менее метаморфизованные нормальные и микроклиновые граниты, залегающие среди серых гнейсов и зеленокамеиных поясов, развиты незначительно и имеют более молодой возраст — 2,8 -2,5 млрд. лет. В краевых частях куполов гнейсовидность ориентирована вертикально или круто, а иногда имеет запрокинутое положение. Таблитчатые и шестоватые минералы, придающие породам линейные текстуры, нередко образуют складки, плойки и завихрения, повторяющие очертания контуров куполов. Местами линейные текстуры скучены, пережаты или растянуты и будинированы и имеют строение, типичное для течения вещества. Положение линейных текстур в ядрах куполов пологое или близкое к горизонтальному. В ядрах распространены только гранитогнейсы и мигматиты. Обрамляющие гранитогнейсовые купола зеленокаменные пояса в нижних своих частях состоят преимущественно из измененных вулканогенных пород: базальтов, толеитовых базальтов, андезитов, дацитов, риолитов, порфиритов, среди которых заключены джеспилиты, железистые кварциты, разнообразные сланцы, граувакки. Рис. Разрез гранитогнейсового купола в юго-западной части Мамского слюдоносного района, по Л.И. Салопу. 1— пегматиты; 2 — порфиробластические граниты; 3-5 — свиты патомской серии; 6—7 — свиты тепторгинской серии; 8 — гранитогнейсы Верхние части поясов имеют главным образом осадочный со став и образованы кремнистыми и глинистыми сланцами, кварцитами, конгломератами, аркозами, железистыми кварцитами, джеспилитами и небольшим объемом вулканитов. Среди зеленокаменных поясов присутствуют также линзы и согласные залежи ультрабазитов. Формы зеленокаменных поясов в плане самые разнообразные: кольцеобразные, сплошные и прерывистые, клиновидные, зубчатые, хвостатые, неправильные. В поперечном сечении они имеют ясно выраженное синклинальное строение и как бы обтекают гранитогнейсовые купола. Рис. Строение крупных зеленокаменных поясов Карельской (а, в, г), Тран-ваальской (б), Приднепровской (д) и Родезийской (е) гранитзеленокаменных областей. 1 — метаосадки и метавулканиты осадочной «группы»; 2 — метавулканиты и метаосадки зеленокаменной и ультраосновной «групп»; 3 — раннедокембрийские гранитоиды нерасчлененные, с отражением ориентировки сланцеватости и мигматитовой полосчатости Развитые в зеленокаменных поясах складки обладают сложной, но общей линейной формой, крутыми крыльями и осложнены второстепенными складками. Последние обычно появляются позже и ориентированы под различными углами к осям основных складок. Интенсивность поздней складчатости заметно затухает от периферии поясов к их центральным частям. Границы зеленокаменных поясов и гранитогнейсовых куполов постепенные, со сменой гранитогнейсов и гнейсов кристаллическими сланцами. Общее согласие имеет и ориентировка линейных текстур куполов и поясов. Следует иметь в виду, что гнейсовидность в куполах и сланцеватость в поясах — явление наложенное, развивающееся при региональном метаморфизме. Как указывает Н.В. Горлов, изучение гранит-зеленокаменных областей последних лет в нашей стране и за рубежом показало, что взаимоотношения между гранитогнейсовыми куполами и зеленокаменными поясами более сложные, чем указывалось выше. Во многих районах установлено присутствие базальных конгломератов в основании зеленокаменных толщ, содержащих обломки гранитоидов ядер куполов. Конгломераты интенсивно милонитизированы, рассланцованы и гнейсифицированы, но, несомненно, указывают на первичное трансгрессивное залегание вулканогенное осадочных пород поясов, на разрушенную поверхность гранитов гнейсовых куполов, Об этом же говорит отсутствие ксенолитом зеленокаменных пород в гранитогнейсах куполов, среди которых развиты только магматические породы. Наряду с трансгрессивными контактами между гранитоидами куполов и зеленокаменными толщами установлены и активные интрузивные соотношения, объясняющиеся более поздней ремобилизацией гранитоидов куполов в условиях высоких температур, хотя возможно и незначительных глубин. Таким образом, в настоящее время существует немало доводов в пользу более молодого возраста зеленокаменных поясов по отношению к гранитогнейсовым куполам, входящих, по-видимому, первичную архейскую гранитную кору, лежащую, в свою очередь на базальтовом субстрате. На ранних этапах изучения гранитогнейсовых куполов их образование связывалось с подъемом кислой гранитной магмы вверх в соответствии с механизмом формирования диапировых соляных куполов. При внедрении магмы она воздействовала на зеленокаменные комплексы, механически раздвигая в стороны и придавая им синклинальное строение. При этом возникали гнейсовидные и сланцеватые текстуры течения, полностью маскировавшие первичные особенности пород. Согласно этой точке зрения, зеленокаменные толщи образовались раньше гранитогнейсовых куполов. Выявленное трансгрессивное налегание зеленокаменных комплексов на гранитоиды куполов с базальными конгломератами в основании указывает на обратные возрастные соотношения между гранитоидами и зеленокаменными поясами. Вместе с тем более высокое положение кровли гранитогнейсовых куполов по отношению к зеленокаменным поясам позволило выдвинуть предположение о гравитационном всплывании относительно легких гранитных масс и прорыве ими более молодых и тяжелых зеленокаменных серий в условиях высоких температур и пластичного состояния гранитных пород. Поднимавшиеся вверх блоки гранитной коры сглаживали свои угловатые формы, округлялись и частично переплавлялись, а также создавали вторичные очаги кислой магмы, прорывавшие зеленокаменные толщи, образующие с ними активные интрузивные контакты. Изображение метаморфических пород. Метаморфические породы по степени фотогеничности различаются очень сильно. Лучшие результаты дают толщи, заключающие образования с резкими изменениями физических свойств. На метаморфических породах развивается однообразный уплощенный, сглаженный или пологий низкогорный рельеф. На значительных пространствах, например на Кольском полуострове, коренные породы обнажены на поверхности и почти лишены элювиальноделювиального покрова, обнаруживая на аэроснимках все особенности внутреннего строения. Для метаморфических сланцев и гнейсов характерен тонкополосчатый рисунок, причем направление полосчатости соответствует обычно первичной слоистости и простиранию пород. Однако нередко видимая на снимке полосчатость представляет собой наложенную сланцеватость или кливаж, ориентированные иначе, чем первичная слоистость. Особенно часто подобные явления отмечаются в замках складок. Лучше других групп метаморфических пород дешифрируются кварциты. Они отличаются светлым фототопом и приуроченностью к ним положительных форм рельефа, имеющих либо форму гряд, либо перегибов в склонах на границе кварцитов с другими породами. Направление гряд соответствует простиранию пород и вполне отчетливо описывает форму складок, однако следует иметь в виду что в пределах одной гряды может залегать не один пласт кварцитов, а целая пачка или несколько разновидностей пород с преобладанием кварцитов. Грядовый рельеф, развивающийся на древних кварцитах, пoзволяет отличать последние от вторичных кварцитов, характеризующихся либо центральной симметричностью, либо беспорядочностью рельефа. Метаморфические толщи вулканогенно-кремнистого состава характеризуются относительно темным фототоном. На эффузивах возникает бугристый неориентированный рельеф, а на несколько более светлых яшмовидных и кремнистых породах выделяются невысокие гривки или отдельные холмы, образующие гребешки и цепочки. Порфироиды с трудом поддаются дешифрированию. На них возникает однообразный рельеф, а аэроснимки отличаются ровным фототоном. Мраморы по своим дешифрировочным свойствам очень близки к кварцитам. Как и последние, они выделяются своим светлым тоном, но на них развивается выположенный сглаженный рельеф. Если древние толщи обнажены в пределах высокогорья или гольцовых гор, их дешифрируемость резко ухудшается, а нередко становится крайне затруднительной, так как истинная слоистость в них маскируется трещинами, разрывами или линейными элементами рельефа. Инструментальное дешифрирование в породах докембрия из-за сложности и небольших размеров деформаций чаще сводится лишь к определению углов наклона слоев. Следует особо остановиться на дешифрировании гранитогнейсовых куполов. Эти структуры, не только широко распространенные среди докембрия всех континентов, но л, вероятно, составляющие основу их тектоники, выявлены при дешифрировании аэроснимков. Обладая значительными размерами — от десятков до сотен километров в поперечнике, гранитогнейсовые купола и овалы четко вырисовываются на мелкомасштабных снимках: при хорошей фотогеничности — концентрическим расположением метаморфических пород вокруг гранитоидных ядер, а при плохой — унаследованным расположением элементов рельефа и речной сети в районах, подвергшихся значительной послепротерозойской тектонической перестройке, контуры гранитогнейсовых куполов нередко отчетливо просвечивают сквозь наложенные позднейшие дислокации. Картирование метаморфических толщ. При региональных геологосъемочных работах, охватывающих широкие площади архейских и протерозойских пород, стратиграфические методы должны лежать в основе выявления общей структуры метаморфических образований. При составлении геологических карт крупных масштабов па ограниченной площади стратиграфические методы уступают свое место литологическим, При этом составляют ряд детальных опорных разрезов вкрест простирания складчатых структур, в которых от одного разреза к другому прослеживают по простиранию или сопоставляют по литологическим признакам и условиям залегания маркирующие опорные горизонты, пачки или свиты. При этом выявляются отдельные складки: их поперечный профиль, положение крыльев, на клоны осевых поверхностей, направление погружения и углы погружения шарниров. Внимательно должны быть изучены разрывы сланцеватость, кливаж и будинаж-структуры.
