Геология / 4 курс / Структурный анализ / Казаков_Заика-Новаций
.pdfются и растаскиваются, а также будинируются с новым минералообразованием на концах будин или в межбудинных запол нениях.
Второй тип послойной лейкосомы — по слойные инъекции гранитного состава. В от личие от лейкосомы первого типа мощность жилок и жил может достигать метра и бо лее, контакты их с субстратом резкие, меж ду жилками часты секущие перемычки. Та кие инъекционные мигматиты свойственны межскладчатым периодам, например, меж ду этапами F х и F2 или между Р2и F3 и т. д.
Жилы и жилки этого типа протыкают складки более древнего эта па и деформируются складками более молодого этапа.
Доскладчатая секущая лейкосома представлена тонкими жил ками, которые сминаются в серии мелких птигматитовых складочек.
К настоящему времени нам известны три формы размещения
синхронной лейкосомы (рис. 96, б, в, г). Они относятся |
к складкам |
|
III и IV типа. В |
складках III типа, которым свойственна однород |
|
ная деформация |
в области замка и ядра, траектории |
отт распре |
деляются по плоскости конвергентного веера (открытого к перегибу складки). Соответственно, по этим направлениям кристаллизуются линзы лейкосомы (рис. 96,6). Частной разновидностью складок типа III являются такие, в которых в зоне перегиба происходило отслоение пластов друг от друга с образованием жильной полости в виде изогнутой линзы (рис. 96, б), заполняемой жильным мате риалом.
В складках IV типа (складки ламинарного течения) траектории Отт лежат в плоскостях, параллельных осевой плоскости складки. Соответственно, в этих плоскостях располагаются и линзы синхрон ной лейкосомы (рис. 96, г). Для этой лейкосомы характерны жиль ные линзовидные выделения небольшой мощности (не более неско льких сантиметров). Длина этих линз не превышает размера наи более крупных складок в обнажении, обычно же значительно менее. Если же мощность жил значительна, а их длина намного превыша ет размеры складок, подобно ситуации, изображенной на рис. 97, то такие жилы, несмотря на то, что они параллельны осевым плос костям складок, предпочтительнее относить к постскладчатым.
Наиболее четкий признак п о с л е с к л а д ч а т ы х жилок лей косомы — пересечение ими линз синскладчатой лейкосомы или пе ресечение осевых плоскостей складок. Жилки, секущие слоистость, полосчатость, сланцеватость и послойную доскладчатую лейкосому и не обладающие вышеобозначенными признаками, не дают одно значного решения о времени их образования. Они могут быть 2-й генерацией доскладчатых жил или постскладчатыми. В ряде слу чаев возрастное положение этих жилок может быть выяснено кос венными методами (особенности состава и внутреннего строения, ориентировка на местности, корреляция на площади и др.)* В це-
Н О
Рис. 98. Три поколения лейкосомы (ладожская серия Балтийского щита, Л адож ское оз., южная часть о-ва Риекалансари):
/ — 1-е поколение, 2 — 2-е поколение, 3 — 3-е поколение, 4 — доскладчатые линзы основных пород, 5 — доскладчатая сланцеватость
лом послескладчатые мигматиты представлены секущими жилками, межбудинными заполнениями, сетчатыми и ветвистыми разновид ностями, агматитами, т. е. формами так или иначе связанными с жесткими деформациями.
Разновозрастную лейкосому можно нередко наблюдать в одном обнажении. На рис. 98 представлены три ее генерации: наиболее древние прожилки параллельны доскладчатой сланцеватости и из гибаются изоклинальной складкой, синскладчатая лейкосома пред ставлена мелкими линзами, располагающимися в виде конвергент ного веера относительно осевой плоскости складки, послескладча тые прожилки лейкосомы пересекают лейкосому первых двух генераций.
Возрастные взаимоотношения складок и интрузивных тел. Гео логически проявляются два типа магматического материала: 1) ма териал, образовавшийся на месте (in situ) при селективном (изби рательном) плавлении и при других ультраметаморфических про цессах в породах субстрата; 2) порции магмы, внедрившиеся из глубины.
Первый тип представлен породами гранитоидного состава и рас пространен исключительно в метаморфических комплексах. Второй тип встречается в любых толщах, независимо от возраста и мета морфизма, и представлен как продуктами кислой, так и основной магм.
Магматический материал первого типа размещается в виде мел ких жилок и линз. Он служит лейкосомой мигматитов.
Более сложным является установление структурно-возрастных взаимоотношений крупных интрузий со складками разных этапов, особенно интрузий, внедрившихся в средние периоды складчатой жизни комплексов. Такие интрузии надо взять в «структурные кле щи», т. е. добиться наблюдений, позволяющих судить о их возраст ных взаимоотношениях со структурами двух соседних этапов де формаций. Например, контакты интрузива пересекают слоистость
141
Рис. 99. Дотектоническая интрузия порфировидных гранитов (массив Сент-Гард, горы Севенны, Ю жная Франция; по Д. де-Ваарду, de W aard, 1950):
1 — порфировидные гранаты, 2 — контактовый ореол, 3 — наложенная сланцеватость
и слоевые плоскости ранних складок, но не пересекаются наложен ной сланцеватостью. На рис. 99 изображена интрузия порфировид ных гранитов с четко выраженным контактовым ореолом. Наложен ная сланцеватость пересекает контакты интрузии и проходит через интрузию насквозь. Наложение сланцеватости приводит к превра щению порфировидных гранитов в очковые гнейсо-граниты. Интру зия, таким образом, является дотектонической относительно сланце ватости.
Выявленный на основании структурных соотношений со склад ками разных генераций возраст различных магматических тел поз воляет разместить их последовательно в структурно-возрастной шкале (табл. 9), что дает полную картину эволюции магматизма для данного комплекса. При этом все разнообразие магматических проявлений по их отношению к складчатости можно разделить на три группы: интрузии доинверсионного (доскладчатого) этапа, ин трузии синхронные со складками какого-либо этапа, и интрузии, внедрившиеся между этапами или циклами складчатости. Ниже мы рассмотрим главнейшие особенности этих групп интрузий.
Доказательствами доинверсионного внедрения интрузий можно считать:
1. Смятие и деформацию интрузий складками наиболее ранних генераций.
Под воздействием складкообразующих сил интрузивные тела растаскиваются и будинируются, так что протяженные пластовые залежи разделяются на цепи мелких линз. Вероятно, этим можно объяснить линзовидно-пластовую форму тел и их небольшие разме ры сравнительно с пластовыми залежами платформенных областей. Влияние складчатости, по-видимому, лежит и в основе того факта, что нигде до сих пор в метаморфических комплексах не были об наружены подводящие каналы доинверсионных залежей. Дайки,
142
9. Последовательность геологических событий для метаморфического комплекса на основании структурно-возрастной шкалы (ладожская серия Балтийского щита)
Этапы деформаций |
Структурно-возрастны е |
репера, |
Метаморфизм |
Магматизм |
складчатость |
|
После этапа D5
Этап деформаций D5
Этап деформаций D4
Между этапами D3 и D4
Этап деформаций D3
Между этапами D2 и D3
Этап деформаций D2
Этап деформаций Di
Доскладчатый (доинверсионный)
Разрывы |
|
|
|
Гидротермальная |
минерализа |
|
|
|
|||
|
|
|
|
ция |
|
|
|
|
|
|
|
Интенсивный кливаж S5, мелкие от |
Зеленосланцевая фация |
|
|
|
|
|
|||||
крытые складки F5, разрывы |
|
|
|
|
|
|
|
|
|||
Мелкие |
открытые симметричные |
Синхронная |
минерализация |
не |
|
|
|
||||
субширотные |
складки |
(II генера |
обнаружена |
|
|
|
|
|
|
|
|
ция) F 4 Кинк-структуры |
|
|
|
|
|
|
|
|
|||
|
|
|
|
Образование |
порфиробласт |
гра |
Дайки и линзы граиит- |
||||
|
|
|
|
ната, андалузита, |
ставролита. |
порфиров, |
кварцевых |
||||
|
|
|
|
Условия амфиболитовой фации |
диоритов, |
габбро |
(III |
||||
Сжатые |
и |
открытые |
субмеридио- |
Амфиболитовая фация, |
слабые |
поколение основных |
по- |
||||
род) |
|
|
|||||||||
нальные складки F3 |
|
проявления |
синхронных |
мигма |
|
|
|||||
|
|
|
|
титов
Разрывы |
|
|
Инъекционные мигматиты |
|
Открытые симметричные субширот |
Слабый низкотемпературный ме |
|||
ные и |
северо-западные |
складки |
таморфизм |
зеленосланцевой фа |
(I генерация) F2 |
|
ции |
|
|
Сильно |
сжатые и изоклинальные, |
Амфиболитовая фация, слабое |
||
прямые, |
опрокинутые и |
лежачие |
развитие |
синхронных мигмати |
складки Fi |
|
тов |
|
Граниты, II поколение основных пород
Оползневые складки и складки те |
По мере погружения |
осадков |
Основные породы (I по |
|
чения при высокотемпературных |
прогрессивное развитие |
мета |
коление) , |
подчиненно |
условиях |
морфизма до высокотемператур |
ультраосновные породы |
||
|
ной ступени амфиболитовой фа |
|
|
|
|
ции |
|
|
|
заполнявшие эти каналы, были либо разорваны на блоки, либо от членены от главного интрузивного тела.
2.Метаморфизм, наложенный на интрузии и связанный со склад ками ранних генераций.
Породы основных интрузий подвергаются рассланцеванию и амфиболизации, превращаются в ортоамфиболиты. Сланцеватость ор тоамфиболитов параллельна сланцеватости вмещающих гнейсов, которая, в свою очередь, параллельна осевым плоскостям ранних изоклинальных складок (но они обе иногда могут быть непарал лельны контакту между ортоамфиболитами и гнейсами). Сланце ватости в амфиболитах и гнейсах конформно изгибаются при всех последующих наложенных деформациях.
3.Стратифицированное асимметричное строение интрузий, пока зывающее признаки гравитационной дифференциации, т. е. концен
трации минералов с меньшим количеством S i0 2 в нижней части пластовой интрузии или слагающих ее ритмов и минералов с боль шим содержанием S i02 в верхних частях. Одна из таких интрузий изображена на рис. 12.
Магматические тела, синхронные со складками какого-либо эта па, как внедрившиеся из глубины, так и образовавшиеся на месте ультраметаморфическим путем, распределяются в соответствии с установленными закономерностями структурного парагенезиса, т. е. по траекториям ат ш.
Синхронные с образованием складки магматические линзы и жилы располагаются субпараллельно сланцеватости вмещающих пород, линзам метагенных образований (кварц, жильный материал мигматитов), осевым плоскостям дополнительных складок. Их ли нейность, обычно крутая, субпараллельна минеральной линейности вмещающих пород, шарниру главной структуры, шарнирам допол нительных складок и совпадает с ребристостью и бороздчатостью вмещающих пород (последние представляют линии пересечения слоистости и сланцеватости). Мигматические линзы и жилы не несут в своей структуре и морфологии признаков будинажа. В час тности, на их окончаниях отсутствуют характерные для будинажа межбудинные заполнения, представленные обычно пегматитами или кварцем. Магматические тела рассматриваемого типа по приведен ным выше особенностям являются не только синскладчатыми, но и синметаморфическими.
Небольшое пояснение нужно сделать относительно синхронных внедрений основных пород. Магма для кристаллизации таких пород могла поступать только из подкорковых очагов, и синхронные тела основных пород должны нести в себе геологические признаки их глубинного происхождения. Это прежде всего вертикальное поло жение магматических каналов. Действительно, синхронные со складкими жилы и линзы основных пород встречаются только в зонах с вертикальными или близкими к ним залеганиями сланцева тости и крутыми погружениями складчатых структур. Такие зоны могли возникнуть под действием встречных тангенциальных (т. е. горизонтально направленных) сил, вызывающих явления скалыва
144
ния. Только в условиях скалывающих стрессов совместно с образо ванием складок могли раскрыться линзовидные каналы, которые заполнялись поднимавшейся магмой. При перпендикулярном дей ствии тангенциальных сил (простое сжатие) раскрытие таких ка налов почти нацело исключается.
Зоны, в которых устанавливается действие встречных танген циальных сил, характеризуются интенсивными движениями во вме щающих породах (активная кинематика рамы) и пассивностью магмы. Вследствие этого форма и внутренняя структура синхронно внедрившихся магматических тел целиком зависит от кинематики рамы, что отражется затем в полном совпадении ориентировки ли нейных и плоскостных структур интрузий, образовавшихся при маг матическом течении, с линейными и плоскостными структурами вме щающих пород, возникших синметаморфически при складчатых движениях. Таким образом, единый структурный план вмещающих пород и интрузии является надежным признаком ее синскладчатого внедрения.
Синскладчатые интрузии формируются в условиях сильного тан генциального давления, которое не благоприятствует открытию ка мер значительной ширины и протяженности. Поэтому синскладча тые интрузивные тела не могут достигать больших размеров.
Интрузии, внедрившиеся между этапами или циклами складча тости, составляют главную массу магматических тел складчатых областей. В периоды между интенсивными проявлениями складча тости кинематика складчатой области характеризуется хрупкими деформациями, и интрузии внедряются по расколам, застывая в виде даек или изометрических тел. Интрузии межскладчатых пе риодов имеют преимущественно секущие контакты со структурами вмещающих пород. Их максимальные размеры значительно превос ходят максимальные размеры синскладчатых интрузий. В после дующие этапы складчатости на более крупные интрузии наклады вается сланцеватость или кливаж (см. рис. 99), мелкие дайки и не большие интрузии деформируются (рис. 100).
Структурно-возрастная шкала и последовательность геологи ческих событий при формировании складчато-метаморфического комплекса. Рассмотренные выше взаимоотношения метаморфогенного минералообразования, внедрения магматических тел и этапов складчатости позволяют выявить их возраст относительно друг дру га и расположить в хронологической последовательности в едином цикле. Это очень кропотливая и ответственная работа, требующая времени, неоднократных критических пересмотров первоначальных наметок, корреляции процессов на значительных площадях.
Наиболее полно картина эволюции глубинных процессов может быть восстановлена для метаморфических комплексов, так как в их формировании большое значение имел глубинный метаморфизм, целиком или почти целиком отсутствующий в молодых фанерозойских областях. Разнообразие глубинных явлений будет еще боль шим, если мы учтем процессы рудообразования и их эволюцию на протяжении геологической жизни комплекса.
145
Рис. 100. Интрузия, деформированная при наложенной складчатости (Северное Приладожье, о-в М якисало):
1 — слоистость вмещающих биотитовых и ставролитовых гнейсов, 2 — бороздчатость во вме щающих породах, 3 — основные породы, F3 — крупная наложенная складка третьего этапа деформации
В табл. 9 воспроизведена последовательность геологических со бытий (складчатость, метаморфизм, магматизм) для хорошо изу ченной ладожской серии Балтийского щита. Таблица была состав лена в результате детальных исследований на основании тех прин ципиальных рекомендаций и приемов, которые были изложены выше. Из таблицы явствует, что любой из коровых процессов — складчатость, метаморфизм, магматизм — проявлялись этапами, длительно.
В развитии складчатости и метаморфизма устанавливается три периода:
1. Д о и н в е р с и о н н ы й п е р и о д . По мере погружения осад ков метаморфизм увеличивается и достигает в итоге амфиболитовой и гранулитовой фаций. Складки — оползневые в начале погруже ния, а в высокотемпературных условиях — складки гравитационно го высокотемпературного течения. Внедрение пластовых интрузий и вулканитов основного состава.
2. П е р и о д д е ф о р м а ц и й от Dj до D3 — складчатые фор мы без широко проявленных хрупких деформаций. Метаморфизм амфиболитовой фации с понижением на этапе D2 до зеленосланце вой фации. В конце периода — массовые внедрения интрузий кис
лых и основных пород из глубины. |
и п о с л е |
D5. Пре |
||
3. П е р и о д д е ф о р м а ц и й о т D4 д о |
||||
обладают |
преимущественно дислокационные |
формы, связанные с |
||
хрупкими |
деформациями — кинк-структуры, |
кливаж, |
разрывы. |
|
Складчатые |
формы — мелкие, угнетенные. Метаморфизм — только |
|||
локально, |
не |
выше зеленосланцевой фации. Магматизм |
отсутству |
146
ет. Завершает минералообразование гидротермальная рудная ми нерализация.
Внутри каждого периода термодинамические условия могут ме няться, что приводит к колебаниям температур метаморфизма и сказывается на пластичность пород, которая, в свою очередь, су щественно влияет на морфологию складчатых форм. Если же мы будем сравнивать условия и особенности в пределах целых перио дов, то эволюционная тенденция проявляется ясно: от 2-го к 3-му периоду пластические складчатые формы сменяются хрупкими деформациями (нисходящий структурный ряд), а степень метамор физма уменьшается. Интрузивные проявления ведут себя незави симо, имеют глубинный источник и приурочены к стадиям разви тия, лишенных активной складчатости, в которых проявлялась пре имущественно жесткая кинематика.
Контрольные вопросы, задания. 1. Произведите морфологическую и кинема тическую классификацию складок. 2. Каковы элементы структурного парагенезиса складок и его структурный анализ? 3. Как определяется напряженное состояние подвергающихся складчатости толщ горных пород? Произведите типизацию скла док по внутренне-напряженному состоянию. 4. Установите взаимозависимость складкообразования и определения возраста складок и процессов метаморфизма и магматизма. 5. Произведите структурный анализ наложенной складчатости и составьте структурно-возрастную шкалу по геологической карте.
Глава 8. ИНЪЕКТИВНАЯ ТЕКТОНИКА
Согласно определению академика Ю. А. Косыгина, инъектив ные дислокации заключаются во внедрении или проникновении ве щества одного геологического тела в пространство, занимаемое другими геологическими телами (слоями). К таким дислокациям относятся диапировые складки с глиняными и соляными ядрами, магматические интрузии и т. п. В данной главе ограничимся рас смотрением соляной и глиняной тектоники.
Соляной тектоникой (галокинез) называют процесс гравитаци онного всплывания соли в среде более тяжелых (плотных) пород. Структуры, созданные в результате галокинеза не относятся, стро го говоря, к собственно тектоническим и обязаны своим происхож дением экзогенному процессу. Однако, как правильно отметил Ю. А. Косыгин (1969), в отличие от собственно экзотектонических дислокаций, соляная тектоника охватывает толщи большой мощ ности и вместе с вековыми движениями, складчатостью и образо ванием разломов участвует в деформировании осадочной оболочки на протяжении крупных отрезков геологического времени. Напри мер, формирование эмбенских соляных куполов продолжается бо лее двух эр. Следовательно, соляная тектоника, хотя и имеет важ ные общие черты с экзокинетическими образованиями, но стоит ближе к движениям, создающим складчатую структуру осадочной оболочки Земли.
К соляной тектонике близка глиняная тектоника, кинематика и морфология которой повторяет все важнейшие признаки соляной тектоники.
147
8.1. Физико-химические свойства солей
Для правильного понимания соляной тектоники представляют большое значение следующие свойства каменных солей: плотность, вязкость (пластичность), температурные свойства, растворимость.
Плотность галита обычно 2,2 г/см3 и хотя средняя плотность песчано-глинистых рыхлых осадков, залегающих на поверхности, около 2,0 г/см3, но, как отмечает В. В. Белоусов (1975), с глубиной под нагрузкой вышележащих слоев плотность песчано-глинистых осадков быстро возрастает до 2,5—2,6 г/см3. В то же время плот ность галита под давлением почти не изменяется. В результате на глубине около 900 м плотности этих пород уравновешиваются, а глубже плотность галита становится меньше плотности песчано глинистых пород, причем, чем глубже, тем больше разница и сле довательно, с глубины 900 м и ниже возникают условия механичес кой неустойчивости, вызванной инверсией плотностей.
Кинематическая реализация данной механической неустойчиво сти главным образом зависит от способности каменной соли двига ться и деформироваться, т. е. ее вязкости и прочности. При комнат ной температуре каменная соль достаточно устойчива и не дефор мируется под действием своей массы, но с повышением температуры вязкость соли и предел ее пластичности быстро падают. Соль вполне текуча выше 200 °С, при этом предел ее пластичности па дает в два раза. Такие условия достигаются на глубинах порядка 4—5 км. Калийные соли более пластичны, чем натриевые, а послед ние более пластичны, чем ангидрит.
В природе нет такой другой породы с исключительно высокими пластическими свойствами и ничтожными величинами вязкости, сцепления и внутреннего трения, как у каменной соли. Это предоп ределяет ее активное поведение даже при небольших стрессовых напряжениях в окружающих породах. Степень пластической дефор мации соли увеличивается с повышением давления и времени его действия.
Растворимость соли общеизвестна. Кинематическое значение этого свойства сказывается в миграционной зоне, где соляный шток размывается подземными водами, соль выщелачивается, освобож дая место для новых порций соли и следовательно, стимулируя ее движение.
8.2. Геология областей соляной тектоники
Соляная тектоника свойственна как геосинклинальным, так и платформенным областям. Соляные структуры приурочены в основ ном к крупным отрицательным тектоническим формам — синеклизам, грабенам, краевым прогибам, межгорным и внутренним впа динам. Наиболее эффективная глубина образования соляных струк тур 2—3 км от поверхности, в отдельных случаях — глубже (до 8— 10 км, Прикаспийская впадина). На глубинах менее 1 км соля ная тектоника проявляется слабо.
148
7,5 |
О 7.5 |
15,0 |
22.5 |
30» |
s: |
L— |
-J ----------- 1. |
t |
i |
i |
Рис. 101. Солянокупольные структуры одного из районов Прикаспийской впади ны (район г. Талдыкудук; по Ю. М. Бутковскому и др., 1971):
1 — своды соляных куполов уровня около 700 м, 2 — то ж е уровня 200—300 м, 3 — межкупольные пространства, 4 — компенсационные мульды, 5 — разрывные нарушения
В строении областей соляной тектоники выделяются четыре тек тонические элемента: соляные купола, межкупольные пространства, компенсационные мульды и разрывные нарушения (рис. 101). В вертикальном сечении отложения подразделяются на подсолевой, солевой и надсолевой комплексы. Соляная тектоника проявляется в последних двух комплексах. Подсолевой комплекс в этом отно шении стоит несколько особняком. Известны области, где складча тость, вызванная соляной тектоникой, в подсолевом комплексе от сутствует (например, в Днепровско-Донецкой впадине). В других областях отмечаются дислокации в подсолевых отложениях, но они слабые по интенсивности и распространенности и имеют иной струк турный план, чем дислокации в надсолевых отложениях.
Проявления соляной тектоники имеют специфические особенно сти на платформах и в подвижных (геосинклинальных) зонах.
Классической областью развития соляной тектоники в платфор менных условиях является Прикаспийская впадина. В этой области подсолевой комплекс, формировавшийся от протерозоя до ранней перми, имеет мощности более 10 км, причем фундамент впадины, возможно, лишен гранитного слоя, а подошва земной коры распо
149