Геология / 4 курс / Структурный анализ / Казаков_Заика-Новаций

сти. Перемещение материала компенсирует отслоение и коробление слоев на крыльях складки.

Картина напряженного состояния складок изгиба с течением подобна складкам изгиба со скольжением с тем отличием, что в первых зона интенсивных внутренних напряжений максимально приближена к осевой плоскости. В обеих разновидностях складок образование синхронных структурных элементов контролируется веерными поверхностями amin и плоскостями слоистости, как плос­ костями Тшах. Синхронный парагенезис структурных элементов для этих складок включает следующее:

1. Комплекс сланцеватость — кливаж — трещины — зеркала скольжения (в зависимости от степени метаморфизма) по поверх­ ностям веера. В реальных складках эти поверхности более прямо­ линейны, чем теоретические траектории amin и в отличие от скла­ док типа III отсутствуют в зоне перегиба складки (рис. 79, б, пласт песчаника).

2. Линейность, параллельную шарниру, возникающую на пере­ сечении плоскостей слоистости тШах и веерных поверхностей amin-

3.Линейность, перпендикулярную шарниру, расположенную по веерным поверхностям amin-

Линейность обоих типов может быть представлена двумя раз­ новидностями: а) мономинеральной и агрегатной синметаморфической линейностью, б) линейностью блоков и будин.

4.Бороздчатость, ребристость, линии скольжения, расположен­

ные перпендикулярно шарниру складки по плоскостям слоистости

ивеерным поверхностям.

5.Дополнительные складки на крыльях главных складок изги­ ба со скольжением.

6.Трещины, параллельные слоистости на крыльях складок из­ гиба со скольжением могут быть минерализованы.

Т и п II — с к л а д к и и з г и б а с з о н о й с ж а т и я в я д р е

и с з о н о й р а с т я ж е н и я в з а м к е . По	особенностям внут­
ренне напряженного состояния складки типа II	относятся к склад­

кам с нейтральной осью.

Структурный рисунок внутренне-напряженного состояния таких складок, выявленный экспериментально и подтвержденный теоре­ тическими расчетами, представлен на рис. 80, а. Траектории атах образуют субконцентрический узор, располагаясь в ядре складки

параллельно осевой плоскости, в замке — перпендикулярно	ей, а
на крыльях — веерообразно. В целом ядерная часть складки	нахо­

дится в условиях сжатия, а замковая — в условиях растяжения. Траектории аШах в каждой точке сечения перпендикулярны ат ш, поэтому картина их распределения противоположна amin. В слож­ ном сочетании траекторий amin и атах существует одна линия, не испытывающая деформации и не находящаяся в напряженном со­ стоянии, вызванном силой, сминающей пласт в складку. Она полу­ чила название нейтральной линии («п» на рис. 80, а).

Детальное петрографическое изучение показало, что сложные траектории amin в реальных складках трассируются синхронной ми-

110

Зека

Рис. 80. Напряженное состояние складок изгиба II типа (с зоной сжатия в ядре и с зоной растяжения в зам ке):

а — траектории <Jmax (сплошные линии) и crmin (пунктир) при изгибе желатико-глицериио-

вого слоя; п — нейтральная		ось (по П. М. Бондаренко и		И.	В. Лучицкому,		1969);	б — удли­
нение агрегатов и зерен кварца в различных частях складки					(по И. Хара,		Нага,	1966);	в —
мелкие трещинки,	частично	минерализованные	хлоритом	в	смятой	кварцевой		жилке	(по
Д . Шелли, Shelley,	1968); г	— дополнительные	складочки	в	ядрах более крупных складок;
д — трещины в зонах сжатия и растяжения (по Д ж . Рамси,					Ramsay,	1977)

нерализацией и мелкой трещиноватостью. Удлинение зерен и агре­ гатов кварца в складке полностью следует траекториям amm (рис. 80, б). Такая же ориентировка выявлена для чешуек муско­ вита и хлорита (Dieterich, 1969). На рис. 80, в показаны траекто­ рии мелких трещин в смятой кварцевой жилке, частично минера­ лизованных хлоритом. Нетрудно видеть, что эти траектории кон­ формны с траекториями amm.

В более грубой форме зоны сжатия и растяжения подчеркива­ ются мелкими складчатыми и разрывными дислокациями. На рис. 80, г показано, что в зоне ядра (зона сжатия) развиваются мелкие симметричные складки, с ориентировкой осевых плоскостей, параллельной траекториям amm, а в зоне замка (зона растяжения) дополнительные складки отсутствуют. Рис. 80, д — в зоне сжатия складки возникает система диагональных сколовых трещин по плос­ костям, соответствующим максимальным скалывающим напряже­ ниям ттах (трещины ориентированы под средними углами к траек­ ториям amm). В замке складки, в зоне растяжения, образуется

i l l

система трещин растяжения, постепенно ослабевающих и исчеза­ ющих в направлениях к крыльям складки.

К синхронному парагенезису структурных элементов складок

IIтипа могут быть отнесены следующие:

1.Сланцеватость или трещины в ориентировке, параллельной

траекториям amin.

2. Линейная ориентировка минералов по траекториям amin пер­ пендикулярно шарниру складки. И. Хара (1966) установил, напри­ мер, что агрегаты кварца на крыльях складки линейно вытянуты

вплоскости ас в виде веера.

3.Дополнительные симметричные мелкие складки, локализован­ ные в ядре главной складки.

4.Трещины растяжения в замковой части складки, перпендику­ лярные слоистости.

Выявленные к настоящему времени складки с нейтральной осью относятся к разряду мелких структур. В будущем, вероятно, будут установлены и структуры более крупные.

Т и п	III — с к л а д к и и з г и б а	с	о д н о р о д н о й д е ф о р ­
м а ц и е й	в о б л а с т и з а м к а и	я д	р а . При уменьшении раз­

ницы в вязкости между деформируемым слоем и смежными с ним слоями нейтральная линия «п» (рис. 80, а) смещается к верхней части и выходит за его пределы. Зона растяжения редуцируется, траектории amin выпрямляются и становятся в положение конвер­ гентного веера (рис. 81, а). Поверхности максимальных скалываю­ щих напряжений Тшах на крыльях складки совпадают со слоистос­ тью, но они почти не влияют на ориентировку элементов структур­ ного парагенезиса.

Синхронный структурный парагенезис полностью контролиру­ ется конвергентным веером траектории amin. По конвергентно-ве­ ерным плоскостям располагаются: а) сланцеватость, кливаж (рис. 81, б), метаморфическая полосчатость, б) гальки, оолиты (оолиты — шарообразные или эллипсоидальные тела концентриче­ ского строения, образованные за счет химического осаждения ве­ щества из воды) (рис. 81, в), ооиды (ооиды — эллипсоидальные образования, имеющие внешнее сходство с оолитами, но не обла­ дающие концентрическим строением), жесткие фрагменты, в) крис­

таллы,	агрегаты	(рис. 81,	в)	и цепочки минералов, г) сингенети­
ческие	трещины	и жилки,	д)	осевые плоскости дополнительных
складок	(рис. 81, г).		представлена монокристаллами, буди-
Синхронная		линейность

нами, переориентированными гальками и ооидами. Линейные эле­ менты лежат в плоскостях веерного кливажа — сланцеватости, вы­ тянуты в плоскости ас перпендикулярно шарниру.

В парагенезис структурных элементов входят также дополни­

тельные	складки, асимметричные,	с	противоположным		рисунком
на крыльях главной структуры		и	симметричные в ее		перегибе
(рис. 81, г).				т е ч е н и я .	К этому
Т и п	IV — с к л а д к и л а м и н а р н о г о
типу относятся многие разновидности складок,				известные как кли-

112

	'т		б
	w m ax	a

Рис. 81. Напряженное состояние складок				изгиба III типа (с однородной деформа­
цией в области замка и я д р а ):
а — траектории		0mi n	и xmax в теле складки; б — конвергентный веер грубого клива­
ж а	в пропластке	кварцита	(ладожская серия	Балтийского щита, оз. Большое Янисъярви);
в —	конвергентный веер кристаллов, агрегатов			кальцита и солитов в известняках (мамская

серия Северо-Байкальского нагорья, р. Мама); г — конвергентный веер осевых плоскостей дополнительных складок (по И. Хара и др., Нага et а!., 1973)

важные складки, пассивные складки и др. Самым характерным элементом в них являются кливаж или сланцеватость, параллель­ ные осевой плоскости. Вторая их особенность— резкое увеличение мощности слоя в перегибе складки сравнительно с мощностью на крыльях. По второй особенности они сходны со складками III типа, в противоположность складкам I и II типа, в которых мощность изгибаемых пластов, за редким исключением, остается постоянной. Характерный профиль этих складок приведен на рис. 82, а.

Особенности обсуждаемого типа складок нельзя объяснить про­ стым изгибом. Строение складок и структурные элементы указы­ вают на движение и течение материала в направлении осевой плос­ кости, но не параллельно слоистости. Особенно наглядно это выяв­ ляется в переориентировке частей жестких пластов, растащенных при образовании складки. Их фрагменты располагаются по своему наибольшему удлинению параллельно осевой плоскости (рис. 82, б). Кроме этого, параллельно осевой плоскости ориентируются син­ хронные кварцевые линзы (рис. 82, в), гранитный материал (рис. 82, г), лейкосома мигматитов (рис. 82, <?).

113

2,5 м

Рис. 82. Морфология				складок ламинарного течения (IV тип)					и ориентировка в
них синхронных образований:
а — зарисовка		природного		пакета		складок ламинарного		течения (о. п. — здесь и далее осевые
плоскости); б — ориентировка					фрагментов двух		растащенных кремнистых прослоев в извест­
няке,	смятом	в	складку	(по	С.	Н. Кудрину,	1971);	в — кварцевые	линзы, параллельные
осевой	плоскости		складки	(по	Вилсону, W ilson,		1953);	г — прожилки палингенного (т. е. вы­

плавленного на месте) гранитного материала в пласте амфиболита, субпараллельные осевым плоскостям складок (по Н. Эдельману, E d e lm a n , 1973); д — ориентировка жильного матери­

ала мигматитов параллельно осевой плоскости складки: 1 — биотитовые гнейсы, 2 — пере­

слаивание амфиболитов и гнейсов, 3 — жильный материал (по JI.				Н.	Куклею, 1968);		е —
обобщенный результат	экспериментов	Е.	И. Паталахи (1970 и др.)	по	получению	складок
ламинарного течения (слева — слой		до	деформации, справа — после	деформации,		короткие
стрелки — направление	сжатия, длинная		стрелка — направление ламинарного течения,				пун­
ктир — кливаж)

Для понимания генезиса этих складок пытались применить ме­ ханизмы скалывания и скольжения поперек слоев, но многие гео­ логические и морфологические особенности складок этими механиз­

114

мами не объяснялись. Ясность в этот вопрос внесли обстоятельные исследования Е. И. Паталахи (1970). По результатам его экспери­ ментов образование складок ламинарного течения может быть оха­ рактеризовано следующим образом. При сжатии параллельно на­ пластованию переслаивающихся вязких материалов перпендику­ лярно слоям возникает ламинарный поток в сторону с меньшим давлением (в эксперименте край с отсутствующей стенкой) (рис. 82, е). Вследствие разной величины внутреннего трения ско­ рость ламинарного потока в разных частях сечения различна. Там, где она является наибольшей, возникает перегиб складки. Точки с наименьшей скоростью течения располагаются на медианной по­ верхности в крыльях зарождающейся складки. Плоскопараллель­ ное ламинарное движение частиц вызывает образование кливажа. Слой, имеющий прямолинейные границы, преобразуется в сегмент с серповидным сечением (рис. 82, е). Плоскости кристаллизацион­ ной сланцеватости, параллельные осевой плоскости, примерно со­ впадают с траекториями отш и в то же время очень близки к тра­ екториям максимальных скалывающих напряжений тШах. Такое совпадение или, по крайней мере, сближение этих траекторий объ­ ясняется тем, что предел упругости материала превзойден и про­ цесс обусловлен в основном пластическим течением.

Синхронная парагенетическая ассоциация структурных элемен­ тов в складках ламинарного течения включает:

A. Плоскостные элементы, параллельные или субпараллельные осевой плоскости складки.

1.Сланцеватость-кливаж. Это основной структурный элемент, пронизывающий насквозь деформированную пачку слоев.

2.Сингенетические жилки и линзы — кварцевые, гранитного со­ става. В редких случаях встречаются линзы основных пород.

3.Неминерализованные трещины.

4.Блоки и фрагменты растащенных пластов — более жестких, чем главная масса сминаемых пород.

Б.Линейность двух ориентировок — параллельно и перпендику­

лярно шарнирам складок.

1. Минеральная линейность, представленная как монокристал­ лами, так и агрегатами.

2.Ребристость, бороздчатость.

3.Линейность пластичных и жестких включений (конкреции,

оолиты, гальки, обломки эффузивов, сингенетические кварцевые и другие линзы, будинированные линейные фрагменты).

В конкретных складках или складчатых пакетах обычно прояв­ ляется только одна из двух возможных линейных ориентировок.

B. Мелкие дополнительные складки.

Осевые плоскости и шарниры этих складок параллельны осевой плоскости и шарниру главной структуры.

Рассмотренные нами четыре типа складок по их напряженному состоянию являются представителями «чистой линии». Природные складки часто обнаруживают смешанные признаки, свойственные нескольким типам (обычно двум). Такое смешение происходит за

115

счет двух обстоятельств: 1) характер напряженного состояния плас­ та может быть промежуточным между двумя выделенными нами типами и 2) в процессе образования складки внутреннее напря­ женное состояние сминаемого пласта может меняться.

7.6. Складчатые формы, образованные при хрупких деформациях

К этой категории относятся кинк-структуры и шевроновые складки. Они имеют складчатую морфологию, но крылья их пря­ молинейны, а зона перегиба представлена резким изломом.

Кинк-структуры. Для этих образований было предложено много синонимов. Главнейшие и наиболее удачные из них: полосы изгиба-излома, полосы пластического излома, складки хрупкого изгиба. Характерный вид представлен на рис. 83, а. Между двумя

Рис. 83. Кинк-структуры и близкие к ним образования:

а — кинк-структура, штриховой пунктир ограничивает кинк-зону, стрелки показывают на­ правление движений, а — угол между напластованием и поверхностями максимальных ска­ лывающих напряжений Tmax, <Ji — направление сжатия; б — парные системы кинк-зон (со­

пряженные складки); в — направления сжатия, определенные по кинк-структурам в окру­

жении	массива Керигю (Франция), М — сдвиг Меренс			(по М. Апарицию и	М. Лелюбру,
A p a rlc ia , Le lu b re ,		1976); г — асимметричные складки	с	морфологией, близкой	к кинк-струк-
турам,	железистые	кварциты (Криворожский бассейн);	д —флексура

116

ненарушенными залеганиями слоистости или сланцеватости, кото­ рые могут протягиваться на неопределенно длинные расстояния, находится узкая зона (кинк-зона), где слоистость-сланцеватость повернута относительно первоначального залегания. Возникла ко­ ленообразная, угловатая структура асимметричного профиля. Кинкзона ограничена двумя поверхностями, которые соединяют линии излома следующих друг за другом пропластков или плоскостей сланцеватости. Эти поверхности, являясь осевыми плоскостями двух изгибов, ограничивающих кинк-зону, отвечают одновременно одной из систем плоскостей максимальных скалывающих напряже­ ний Тшах- В процессе образования кинк-зоны осуществляются сколь­ жения по плоскостям слоистости или сланцеватости во встречных направлениях. Эти плоскости отвечают другой системе плоскостей

Тшах*

По плоскостям Тшах иногда возникают две системы кинк-зон (рис. 83, б). Такие образования получили название сопряженных складок. Экспериментально доказано, что эти складки возникают

при укорочении образцов на 10—30% . При	укорочении на 50%
и более образуются уже шевроновые складки	(см. далее).

По положению плоскостей т Шах можно восстановить направле­ ние сжатия о\ при образовании кинк-структур. Оно будет соответ­ ствовать биссектрисе угла между плоскостями в секторе, где бис­ сектриса располагается под небольшим углом к напластованию или совпадает с ним. Последний случай представлен на рис. 83, а. Экс­ периментально установлено, что кинк-зоны образуются тогда, когда

направление сжатия	а\ действует под углом а = 0— 15° к слоисто­
сти (сланцеватости).	Сопряженные системы кинк-зон возникают в

том случае, если направление сжатия о\ совпадает со слоистостью (сланцеватостью) (а = 00) .

Пример площадной ориентировки аь определенных по особен­ ностям кинк-зон, приведен на рис. 83, в (массив Керигю, Фран­ ция). Направления о\ перпендикулярны разломам и зонам милонитов. При удалении от разломов ai принимают направление СВ 10°. Развитие кинк-зон тесно связано с герцинскими деформация­ ми. Сдвиг Меренс и массив Керигю вызывают локальные измене­ ния ориентировки о \.

Кинк-структуры относятся к разряду мелких структур. Обычная ширина кинк-зон — несколько сантиметров. Реже встречаются кинк-зоны шириной до метра. Их, например, можно видеть в Ук­ раинских Карпатах на правом обрывистом берегу р. Прут ниже пос. Яремча. Протяженность кинк-зон по простиранию и падению может быть значительной.

Несмотря на небольшой размер кинк-зон их геологическое зна­ чение велико, так как они дают возможность восстановить ориен­ тировку осей стресса в том или ином участке.

Кинк-структуры возникают на поздних стадиях структурообразования, преимущественно в поверхностных зонах коры.

С кинк-зонами связаны повышенные концентрации рудных ком­ понентов, в частности, железа (Г. В. Тохтуев, 1978).

117

При повышении пластичности пород кинк-структуры могут вы­ рождаться в асимметричные складки, короткие крылья которых с обычным плавным изгибом переходят в длинные. В отличие от «рядовых» асимметричных складок, которые, как правило, дисгар­ монично выполаживаются, рассматриваемые складки обладают гармоничностью. Их короткие крылья, аналогично кинк-зонам, об­ разуют эшелоны в узких прямолинейных зонах (рис. 83, г). Д аль­ нейшая деформация неизбежно привела бы к разрывам по этим зонам.

К кинк-структурам по своей морфологии примыкают флексуры. Примерно прямолинейное короткое крыло в них, в отличие от кинкзон, изгибается плавно и переходит в ненарушенное залегание (рис. 83, (5). Флексуры могут быть очень крупными структурами с коротким крылом в несколько километров и даже десятков кило­ метров. Такие флексуры характерны для платформ. Крупные флек­ суры образуются не за счет продольного сжатия, а посредством про­ седания одной части толщи при воздымании или статическом поло­ жении другой. Флексуры платформ связаны с разрывами, которые обнаруживаются под ними в нижележащих толщах, и переходят в разрывы по простиранию. Изогнутое крыло флексуры платформ характеризуется уменьшением мощности, частой трещиноватостью и сбросами на границе с ненарушенными слоями. Шарниры флексурных изгибов на платформах обычно горизонтальны. На Русской платформе газовые и нефтяные месторождения во многих случаях локализуются по краям крутых флексур.

Флексуры в складчатых областях возникают за счет сдвиговых движений. Шарниры таких флексур падают круто или вертикально.

Шевроновые складки. Эти складки известны также как зигза­ гообразные, угловатые, гармониеобразные складки. В отличие от кинк-структур шевроновые складки, как правило, симметричны, с равной длиной крыльев и с резким изломом по осевой плоскости

(рис. 84). При	образовании складок	происходят межпластовые
скольжения во	внешней части — к замку, во внутренней		части —
от ядра. Если угол между слоистостью		(сланцеватостью)	и осевой

плоскостью различен для разных крыльев, то по осевой плоскости

возможно тектоническое	смещение (правая часть рис. 84).
		Шевроновые		складки		харак­
		терны для тонкослоистых пород и
		для пород с интенсивной сланце­
		ватостью,	параллельной			слоисто­
		сти. В зоне осевой плоскости этих
		складок может		развиваться кли­
		важ или слабо выраженная слан­
		цеватость,	параллельные			осевой
		плоскости.	Пакеты		шевроновых
		складок заключены			между жест­
Рис. 84. Шевроновые складки	(стрел­	кими пластами.
		Шевроновые		складки		относят­
ки — направление скольжений,	пунк­	ся к разряду мелких структур.
тир — осевые плоскости)

118

Обычно длина их крыльев не превышает несколько сантиметров и реже дециметров, но количество складочек в пакете очень большое. Размер складочек примерно одинаков, шарниры и осевые плоско­ сти почти идеально параллельны, что приводит к развитию линей­ ности, выраженной как бороздчатость и ребристость.

7.7. Особенности складок в породах разных фаций метаморфизма

Из всего разнообразия пород земной коры к неметаморфизованным, вероятно, можно отнести только ледниковые и платфор­ менные отложения. В молодых складчатых толщах, какие обнажа­ ются, например, у нас на Кавказе, в Крыму или в Карпатах, всегда обнаруживаются признаки начального низкотемпературного мета­ морфизма, очень мало превышающего температуры диагенеза. В по­ родах встречаются новообразованные серицит и хлорит, перекристаллизованный сдвойникованный кальцит и синдеформационные жильные образования (кальцитовые и кварцевые жилки и линзы). Такие толщи мы будем относить к толщам самого слабого началь­ ного метаморфизма.

К средней стадии метаморфизма относятся комплексы, метаморфизованные в условиях зеленосланцевой фации. Такие комп­ лексы широко развиты в Казахстане, на Урале, в Забайкалье.

Высокометаморфизованные комплексы (амфиболитовая фация) составляют главную массу пород щитов — Балтийского, Украин­ ского, Алданского и других.

Мы взяли в данном случае только три метаморфических репера. Существует масса переходов от одной степени метаморфизма к другой.

Складки в метаморфических комплексах могут быть синхрон­ ными с метаморфизмом или наложенными на уже метаморфизованные породы. Ниже мы рассмотрим первую категорию.

Складки в породах начальной стадии метаморфизма (табл. 7). Характерны кинк-структуры и шевроновые складки. Встречные кинк-зоны образуют сочетания коробчатых или сундучных складок. Эти структуры свойственны породам молодых складчатых областей, а также характерны для завершающих этапов структурной эволю­ ции комплексов, претерпевших первоначально высокотемператур­ ный метаморфизм. Они нередко сопровождаются разрывными на­ рушениями или предшествуют интенсивному проявлению разрыв­ ных нарушений.

Широко распространена также разновидность складок изгиба типа I — концентрические складки. Встречаются также складки из­ гиба типа II и III и складки ламинарного течения (тип. IV). Послед­ ние проявляются в тонкозернистых породах — в алевролитах, известковистых филлитах.

Таким образом, в условиях слабого, начального метаморфизма образуется широкий диапазон генетических типов складок. Они со­ провождаются синхронной низкотемпературной минерализацией.

119