Геология / 4 курс / Структурный анализ / Казаков_Заика-Новаций

7. Распространение складок различных генетических типов в разных фациях ме­ таморфизма

Зелен о­

Начальная стад и я метаморфизма сланцевая Амфиболитовая фация фация

Кинк-структуры, шевроновые склад­ ки, концентрические складки (склад­ ки изгиба типа I)

cd 4

К

<D

5

К

Складки изгиба типа II (с зоной сжатия в яд­ ре и с зоной растяжения в замке)

Складки изгиба типа III (с однородной деформацией в области ядра и зам ка);

и Складки ламинарного течения

Складки изгиба со скольжением и складки изгиба с течением (раз­ новидности складок из­ гиба типа I)

Складки в породах зеленосланцевой фации. Представительными

для этой фации являются складки изгиба типа II		(с зоной сжатия
в ядре	и с зоной растяжения в замке). Известны	также складки
изгиба	типа III (с однородной деформацией в области ядра и зам­

ка). Последние встречаются в разномасштабных формах — от очень мелких до крупных. Чаще всего геолог сталкивается с мезоструктурами, видимыми в пределах обнажения. Складки изгиба типа III легко узнаются по расположению минерализации, кливажа, жест­ ких фрагментов и трещин по плоскостям конвергентного веера.

Самые распространенные структурные формы в породах зеле­

носланцевой фации — это	складки ламинарного течения (тип IV)
с интенсивным кливажом,	параллельным их осевым плоскостям.

Они нередко группируются в крупные пакеты и пронизывают всю толщу целиком. Примерами таких гигантских пакетов могут слу­ жить, например, Успенская зона смятия в Казахстане, Зилаирский синклинорий Южного Урала, филлитовые толщи Забайкалья и другие.

Складки в породах амфиболитовой фации. Условия амфиболитовой фации создаются при высокой температуре. Пластичность пород резко увеличивается. Поэтому для этой фации характерны складчатые формы, образующиеся при пластическом течении. Это, в первую очередь, складки ламинарного течения, в отличие от зе­ леносланцевой фации несущие не кливаж, а кристаллизационную сланцеватость, параллельную осевым плоскостям. Характерны так­ же специфические формы, разновидности складок типа I — склад­ ки изгиба со скольжением и складки изгиба с течением. В отличие от складок ламинарного течения, эти складки не несут синхронной

120

кристаллизационной сланцеватости. В перемещении материала большую роль играет турбулентное вращение частиц деформируе­ мого материала, что не благоприятствует развитию кристаллизаци­ онной сланцеватости.

Синхронный структурно-метаморфический парагенез в складках разных зон метаморфизма. Складки одного генетического типа, об­ разованные в разных условиях метаморфизма, отличаются не столь­ ко по степени распространенности или размерам, сколько по их структурно-метаморфическому парагенезису. Это удобно показать на складках ламинарного течения, рассмотрев их особенности в зе­ леносланцевой и амфиболитовой фациях.

Взеленосланцевой фации основной плоскостной текстурой скла­ док ламинарного течения является кливаж. Несмотря на то, что по степени участия вещества в деформации его диапазон широк — от кливажа разлома до кливажа течения, его минерализация в пелитовых породах всегда представлена низкотемпературными слюда­ ми — преимущественно серицитом, к которому иногда присоединя­ ется биотит. Аналог кливажа в амфиболитовой фации — кристал­ лизационная сланцеватость представлена крупными чешуйками биотита и мусковита или роговой обманкой, к которым нередко присоединяются специфические высокотемпературные пластинча­ тые минералы, такие как силлиманит или дистен.

Вструктурно-метаморфический парагенезис зеленосланцевой фации входят параллельные кливажу кварцевые, кварц-карбоновые или карбонатные жилки и линзы. В амфиболитовой фации, кроме жилок и линз такого состава, параллельно кристаллизационной сланцеватости располагаются мигматитовые лейкократовые про­ жилки, линзы основных пород и гранитов.

Линейные структуры зеленосланцевой фации, параллельные шарнирам складок или перпендикулярные им, представлены почти исключительно бороздчатостью или ребристостью и очень редко минеральной линейностью. В амфиболитовой фации, наоборот, глав­ ное значение имеет минеральная и агрегатная линейность, встреча­ ется также линейность линз магматических пород, полностью от­ сутствующая в зеленосланцевой фации, а бороздчатость и ребрис­ тость тесно связаны с материализованной линейностью.

Таким образом, в амфиболитовой фации сравнительно с зелено­ каменной фацией синхронный структурно-метаморфический пара­ генезис разнообразнее, богаче и включает не только высокотемпе­ ратурную минерализацию, образованную на месте, но и магмати­ ческий материал из глубины.

7.8.Наложенные деформации

Исследования докембрийских метаморфических комплексов по­ казали со всей определенностью, что общая складчатая структура, видимая в современных эрозионных срезах, была образована не­ однократными, последовательно накладывающимися друг на друга складчатыми деформациями. После этого подобная закономерность

121

была установлена и в фанерозойских складчато смятых комплек­ сах, которые обычно считают неметаморфизованными. Количество генераций складок в метаморфических комплексах во многих слу­ чаях больше, чем в комплексах неметаморфизованных, так как гео­ логическая история первых значительно более длительная, чем вторых.

Взаимный возраст складок. Признаки наложенной складчатой деформации. Теорией, экспериментом и практикой исследования неоднократно проявленных деформаций установлены простые поло­ жения, исходя из которых можно определить взаимный возраст складок. В их основе лежит представление о складке или объекте со свойствами симметрии. Идеальная однократно образованная и повторно недеформированная складка обладает ортогональной си­ стемой осей координат, прямолинейными плоскостями и прямоли­ нейной осью симметрии. С ними совпадают главнейшие структурные элементы, определяющие положение складки в пространстве,— осе­ вая плоскость и шарнир. Изгиб или любое другое искажение плос­ костей и оси симметрии или осей координат свидетельствует о наложенной, более поздней деформации. Главной причиной нало­ женной деформации является смена направления или площади при­ ложения действующей силы.

Признаки наложенной складчатой деформации можно свести к следующим:

1. Складка считается повторно деформированной, если изгиба­ ется или деформируется каким-либо иным образом ее шарнир и (или) осевая плоскость, т. е. нарушается ее первоначальная сим­ метрия.

При этом возникают некоторые стандартные морфологические ситуации складчатых наложений (рис. 85). Они являются фунда­ ментом, на котором строится все здание методики исследований на­ ложенных деформаций.

При наложенной складчатой деформации изгибание осевых плос­ костей ранних складок происходит всегда, но при этом соотношения шарниров ранних и наложенных складок могут быть троякими:

A. Шарниры обоих возрастных категорий складок параллельны (рис. 85, а). Изгибание шарниров ранних складок не происходит. Наложенная деформация коаксиальна с ранней.

Б. Если шарниры ранних и наложенных складок перпендикуляр­ ны, то первые, как и осевые плоскости ранних складок, претерпе­ вают изгиб, а вторые являются осями вращения (рис. 85, б). Нало­ женная деформация некоаксиальна с ранней.

B. При углах между шарнирами ранних и наложенных складок, отличающихся от прямого, первые также испытывают поворот от­ носительно вторых и искривление, сохраняя, однако, постоянным угол с деформируемой слоистостью. Такие соотношения примерно отражаются на рис. 77, в. Наложенная деформация также некоак­ сиальна с ранней.

Стандартные ситуации складчатых наложений можно видеть не­ посредственно в обнажениях. Во многих случаях они обнаружива-

122

Рис. 85. Стандартные морфологические ситуации складчатых наложений:

Fx — ранние складки, Si, F\ — осевые плоскости и шарниры ранних складок; а — коакси­ альная, б — некоаксиальная деформация; в — крупная изоклинальная складка, смявшая пласт кварцита, деформированная повторно, сплошные линии — разрывы, докембрийские породы округа Бхагалпур, штат Бихар, Индия (по С. Чаттерджи и Д . Сен-Гупта, Chatterjee, Sen Gupta, 1979); г — складчатый узор двукратно смятых пород на геологической карте од ­ ного из районов Южных Аппалачей (по О. Тобишу и JI. Гловеру, Tobish, Glover, 1971)

ются и при анализе структурных данных геологической карты. На рис. 85, в изображена изоклинальная складка, закартированная по протяжению ее осевой плоскости на 22 км. Складка деформирована

повторно	открытыми меридиональными складками с размахом
крыльев до	10 км. На рис. 85, г показан наложенный коаксиальный
узор двух	систем крупных складок в Южных Аппалачах, осевые

плоскости которых прослеживаются на расстоянии около 50 км. 2. Складка считается повторно деформированной, если дефор­

мируются образовавшиеся синхронно с ней структурные элементы (кливаж-сланцеватость, линейность).

Этот признак можно использовать для какой-нибудь площади в том случае, если все же для встречающихся там редко конкрет­ ных складок твердо установлено, что кливаж или кристаллизаци­ онная сланцеватость параллельны их осевым плоскостям, а линей­ ность параллельна шарнирам.

3.Складка считается повторно деформированной, если дефор­ мируются прорывающие ее жилы или дайки. Один из таких случаев изображен на рис. 86.

4.Если ориентировки шарниров и осевых плоскостей сравнивае­ мых складок резко не совпадают, то эти складки разновозрастны.

Вместе с тем, только по ориентировке нельзя определить, какие складки являются ранними, а какие наложенными.

123

Рис. 86. Дайка,	пересекающая
складку:

а — до повторной деформации; б — пос­ ле повторной деформации

5. Если в разрезе соседствуют складки с выпуклостью в одну сто­ рону (рис. 87). Этот частный при­ знак был выявлен В. В. Эзом (1978). Действительно, между этими склад­ ками нет ни складки противопо­ ложного наименования, ни разрыва, и разрез от одной осевой плоскости до другой является непрерывным, без повторения пластов. Такие со­ отношения возможны только в том случае, если складки принадлежат

кразным генерациям.

6.Разновозрастность складчатых структур может быть установ­ лена посредством геометрического анализа.

7.Наконец, на повторную деформацию указывает характерный морфологический узор. На этом важном признаке мы остановимся подробнее и рассмотрим пространственные соотношения и морфо­ логические особенности сечений с наложенными складками. При наложенной складчатости изменяется ориентировка ранее дефор­ мированных плоскостей и возникает новый более сложный морфо­ логический рисунок. Его характер зависит от сечений блока с на­ ложенной складчатостью и от относительных размеров ранних и наложенных складок. При наложении складок большого размера на складки меньшего размера деформируются пачки пород более мощные, чем пласты, смятые в ранние, более мелкие складки. По­ этому ранние складки не влияют на форму и ориентировку более крупной поздней структуры. При образовании наложенной структу­ ры меняется ориентировка ранних складок в пространстве, но ос­ таются неизменными соотношения составляющих их частей. Наи­ более характерны в этом отношении ранние асимметричные склад­ ки. При изгибе серии следующих друг за другом асимметричных

Рис. 87. Соседние складки Fi и F2 с	Рис. 88. Узор ранних асимметричных
выпуклостью в одну сторону как при­	складок в более поздней и более круп­
знак наложения складчатостей (по	ной	структуре (гранулитовая форма­
В. В. Эзу, 1978)	ция	северо-западной Испании; по
	И. Энгельсу, Engels, 1972)

124

складок они сохраняют постоянным стиль узора. В обоих крыльях наложенной структуры узор одинаков (рис. 88), тогда как при од­ новременном образовании мелких складок и крупной структуры в ее крыльях узор асимметричных складок должен быть зеркально­ отраженным (см. рис. 75, б, в).

При наложении складок меньшего размера на складки больше­ го размера деформируются тонкослоистые и сильно сланцеватые породы. Возникающие мелкие складки (до гофрировки включитель­ но) мало влияют на форму и стиль ранней структуры и обычно из­ гиб, вызываемый ими, на плане или карте не получает отражения. Вместе с тем для рассматриваемого случая характерно резкое не­ совпадение ранних и наложенных шарниров и осевых плоскостей. Принципиальной особенностью шарниров наложенных складок яв­ ляется их независимая ориентировка (см. рис. 77, г). Как бы ни ме­ нялось залегание слоистости или сланцеватости, оконтуривающей раннюю структуру, шарниры наложенных складок, линейность и бороздчатость, параллельные им, имеют строго выдержанное про­ стирание. Угол падения определяется линией их пересечения с пла­ стом.

При наложении складок, имеющих примерно один размер с ран­ ними складками, итоговый морфологический рисунок зависит от угловых соотношений шарниров и осевых плоскостей складок, уча­ ствующих в его построении. Можно различать три главных случая:

1.Шарниры параллельны, коаксиальная деформация (см. рис. 85, а). Такая комплексная структура устанавливается не только в обнажениях или образцах, но и на значительных площадях (см. рис. 85, в, г).

2.Осевые плоскости перпендикулярны, вертикальны, шарниры также перпендикулярны, близки к горизонтальным. Комплексные структуры с такими угловыми соотношениями характеризуются в горизонтальных сечениях чередованием изометрических или линей­ но-вытянутых куполов и впадин. Если эти формы не превышают 1—2 м в поперечнике, то в больших плоских обнажениях виден ку- польно-мульдовый рельеф. Для среднемасштабных форм такие со­ четания получили название поперечно-перекрестных складок (рис.

89). Они нередко заполняют очень большие площади (например, в беломорской серии). Углы падения слоистости, оконтуривающей ку­

пола или мульды и поперечно-перекрестные складки, обычно не превышают средних. При вертикальных углах падения эти в общем заурядные формы превращаются в структуры, имеющие в эрозион­ ных срезах вид вертикальных сжатых и сплющенных цилиндров. Такие структуры небольшого масштаба получили название «очко­ вых складок» (рис. 90). Известны замкнуто-цилиндрические струк­ туры большого масштаба, имеющие региональное значение. На рис. 91 изображена реконструкция подобных структур, составлен­ ная на основании детальных структурных и ритмостратиграфичес­ ких наблюдений в Шотландии. В правом верхнем углу рисунка вид­ но, как пологий шарнир складчатого изгиба становится более кру­ тым и в итоге вертикальным.

125

I I1Ш 2ЗЙ 3 UV^I4 lA^l5

Рис. 89. Поперечно-перекрестная складчатость (беломорская серия, южная часть Кольского п-ова; по Н. В. Горлову, 1967, генерализовано):

1 — биотитовые гнейсы; 2 — глиноземистые (дистеновые) гнейсы; 3 — амфиболиты, 4 — анти­ клинали, 5 — синклинали

3. Ранние складки — лежачие, их осевые плоскости пологие, шарниры горизонтальны, осевые плоскости наложенных складок вертикальны, шарниры горизонтальны и перпендикулярны шарни­ рам ранних складок. Морфологический рисунок горизонтальных срезов таких наложений очень сложен. Пласты оконтуривают тре­ угольные, вилкообразные, древовидные формы. Если угол между осевыми плоскостями отличается от прямого, то эти формы превра­ щаются в еще более сложные — асимметричные серповидные, гри­ бовидные, сложно-извилистые, сложно-волнистые и др. Наложения рассматриваемого типа были воспроизведены экспериментально (рис. 92). Характерный для них морфологический рисунок горизон­ тальных сечений проявляется в разных масштабах — от образца до крупных региональных структур.

Взаимный возраст складок, сланцеватости, кливажа, линейнос­ ти, даек и жил. Рассматриваемые структурные элементы могут быть синхронными с образованием складок и входить в комплекс струк­ турного парагенезиса или несинхронными, возникшими в доскладчатые, межскладчатые или в послескладчатые периоды. Последние

126

относятся к дайкам и жи­

лам. Сланцеватость,

в

кли­

важ

и линейность

ко­

нечном

итоге

оказывают­

ся связанными с каким-

либо

этапом

складчатос­

ти,

поэтому,

например,

взаимные

возрастные

от­

ношения двух

сланцева­

тостей

отражают

взаим­

ный

возраст

синхронных

с

ними

складок. Сланце­

ватость или кливаж в ря­

де

случаев

могут

быть

проявлены

более

сильно,

.

'

^

\

/

\

чем

складки,

принадле­

/ w

/1I/“*\ '\

I

I

\

\

жащие

данному этапу.

трM i l .

П П Г

При

рассмотрении вза­

■ I

i

имоотношений

складки с

I

I

I

I

!

I

!

другими

структурными

|

I

I

1

I

I \

элементами можно разли­

\\

чать

два

принципиально

различных

случая: склад­

Рис. 90. Схема «очковых складок»:

ка

накладывается

на

а — «очковые

складки»

в

плане, значками

показано

структурный элемент или,

вертикальное

залегание

слоистости, справа — одна из

наоборот,

структурный

структур

в

пространственном изображении;

б — раз­

рез по АВ

элемент

является

более

поздним по отношению к складке. В первом случае ранние струк­ турные элементы, такие как сланцеватость, кливаж, линейность, должны испытывать складчатую деформацию. Изгибу наравне с плоскостными и линейными элементами подвергаются пластовые магматические тела или линзы и пластовые мигматитовые прожил-

127

	O'	а
		4

Рис. 92. Сечения двукратно деформированной пластилиновой модели (первые складки — лежачие изоклинальные, вторые складки — симметричные, перпендику­ лярные первым; по J1. Рейнолдсу и А. Холмсу, Reynolds, Holmes, 1954):

а — сечение, параллельное осевой плоскости F2 и перпендикулярное шарнирам Fi, АА по­ казывает след сечения, перпендикулярного чертежу, с неоднократным повторением разреза, ВВ отвечает следу сечения, в котором разрез не повторяется; б — сечение, параллельное осе­ вой плоскости Fj и перпендикулярное шарнирам F2, справа (/, 2, 3, 4) — стратиграфическая последовательность в модели пластилиновых слоев разной окраски; в, г, д — последова­ тельные горизонтальные срезы модели сверху вниз

ки ультраметаморфического происхождения. Деформация ранних секущих жил будет более сложной, но всегда четко различимой, чему примером могут служить птигматитовые жилки. Сланцева­ тости или кливажу, более поздним, чем складки, свойственна пря­ молинейность (рис. 29), поздней линейности — выдержанное про­ стирание, поздние секущие жилы обладают постоянной мощностью и прямолинейностью контактов.

128

7.9. Многократные наложенные деформации

Особенности многократных складчатых наложений. Три и более генераций складок в пределах ограниченного пространства, каким является размер естественных или искусственных обнажений, уда­ ется наблюдать редко. Характерный морфологический узор трех­ кратной складчатости выявляется на плане или карте при просле­ живании маркирующих горизонтов. Он наиболее показателен в том случае, когда складки всех трех генераций коаксимальны и падают вертикально или круто. Три варианта такого узора показаны на рис. 93. Складки двух ранних этапов F \ и F2 сильно сжатые или изоклинальные, чем создается примерная прямолинейность или ма­ лая кривизна общей поверхности, что является необходимой пред­ посылкой для проявления деформации F3. Складки F$ в этом слу­ чае могут быть открытыми или сжатыми, симметричными или асимметричными.

Коаксимальный вариант трехкратной складчатости является наиболее четко различимым вариантом многократной деформации. При некоаксимальном (наклонном) или разном залегании осевых плоскостей и шарниров складок разных генераций возникают раз­ личные варианты морфологического узора, каким он виден в сече­ нии карты. Узор в целом более сложен, чем предыдущий, и асим­ метричен. Также больше вариантов и в комбинации стилей разно­ возрастных складок. В целом, чем больше генераций складок, чем разнообразнее их размеры и угловые отношения друг с другом, чем сильнее отклонения сечений от стандартных, тем все более сложной становится структурно-морфологическая картина. Влияние морфо­ логии и ориентировки древних складок оказывается очень сильным, и структурный рисунок пропластков на обнажении и пластов или пачек на геологической карте оказывается предельно сложным.

5

591

129