Геология / 4 курс / Структурный анализ / Казаков_Заика-Новаций

0 5	10	15 20 км
I _ J	1	L _ j

v & r * ...

Рис. 1. Термальные купола в альпийском метаморфическом комплексе восточной части Центрального Памира (по М. С. Дюфуру и др., 1970, генерализовано):

1 — амфиболитовая фация, 2 — эпидот-амфиболитовая фация, 3 — верхняя субфация					фа­
ции зеленых сланцев, 4 — нижняя субфация	фации зеленых		сланцев, 5 — границы меж ду
метаморфическими фациями, 6 — современные отложения, 7			— региональный разлом,		8	—
граниты, подчиненно диориты (кайнозой), 9	—	мезозойские отложения		(триас — юра),	10	—
палеозойские отложения (карбон — пермь),	11	— залегание	слоистости:	а — нормальное,
б — опрокинутое

став и собственно метаморфическую тектонику. Метаморфогенные полосчатые текстуры, например, иногда развиваются не параллель­ но слоистости, а параллельно осевым плоскостям складок. Такие текстуры создают полное, но ложное впечатление первичной стра­ тифицированное™.

Метаморфизм может находиться в самых разных соотношениях со складчатостью — предшествовать ей, осуществляться одновре­ менно с ней или после нее. Самая главная и самая «продуктивная» фаза метаморфизма предшествует складчатости — глубинный кон­ вективный поток оказывает вначале тепловое воздействие, а затем динамическое.

Согласно М. А. Гончарову (1978), метаморфическая адвекция (всплывание) является мощным фактором структурообразования разного рода.

Частным случаем метаморфической адвекции являются так на­ зываемые термальные купола. В центре такого купола находится зона с высокотемпературными минеральными ассоциациями, а во­ круг нее последовательно и концентрически располагаются зоны все более низкотемпературные. Термальные купола обнаружены в северном Мичигане, на Памире (М. С. Дюфур, 1970), в Забайкалье (Ю. В. Миллер, 1975) и в других районах. На рис. 1 приведен при­ мер двух таких куполов. Термальные купола структурно совпадают с антиклинорными зонами (иногда встречаются отклонения от это­ го правила). Степень метаморфизма увеличивается от периферии к центру куполов. В центральной части восточного купола обнажа­ ется большой массив гранитов. Предполагается, что гранитная ин­ трузия оказывала термальное воздействие на вмещающие породы и активно приподнимала кровлю, образуя антиклинальную струк­ туру. Если гранитоиды не обнажаются в данном эрозионном срезе термального купола (например, в западном куполе, рис. 1), то счи-

ю

тается, что они залегают на глубине. В районе, изображенном на рис. 1, образованию термальных куполов предшествовала изокли­ нальная складчатость, которая устанавливается по чередованию нормального и опрокинутого залегания слоистости.

Известны также и термальные мульды, в которых центральная зона сложена породами с низкотемпературными ассоциациями, а в окружающих ее зонах температура минералообразования посте­

пенно возрастает.	Термальные мульды установлены на Кубе
(М. JI. Сомин, 1972)	и в других районах. Удовлетворительного объ­

яснения происхождения термальных мульд пока еще не дано.

2.3. Глубинный магматизм (плутонизм)

Глубинный магматизм (плутонизм) представляет собой движе­ ние весьма активного в механическом и химическом отношениях силикатного расплава магмы. В первую очередь, это движение при одновременной частичной кристаллизации является причиной по­ явления характерных линейных и плоско-параллельных текстур, а при полной кристаллизации, сопровождающейся уменьшением объ­ ема плутона, возникают системы трещин, зависимые в своей ориен­ тировке от внутреннего строения плутона.

Гипабиссальные плутоны и субвулканы способны деморфира-, вать породы кровли преимущественно в виде куполов и брахиморф­ ных структур, а межблоковые швы — активно раздвигать за счет появления систем трещин растяжения и скола.

2.4. Вулканизм

В настоящее время большинство действующих вулканов распо­ ложено в виде узкой цепочки по тихоокеанскому кольцу на границе океана и континентов. Такое расположение, вероятно, было и в прошлые геологические эпохи — например, масса потухших вулка­ нов сосредоточена в зоне Альпийского складчатого пояса на всем его протяжении от Гибралтара до Гималаев (среди них есть и не­ сколько действующих — Этна и Везувий в Италии). Вулканические цепи трассируют границы между крупнейшими сегментами земной коры и верхней мантии. Это границы повышенной тектонической активности, зоны периодического возникновения магм, экструзии которых имеют взрывной характер. В этих зонах совместным дей­ ствием сейсмических, динамических и магматических сил вы­ зываются интенсивные деформации пластического и разрывного типа.

Вулканическая деятельность сопровождается падением давле­ ния в периферийных (глубинных) очагах за счет дегазации и из­ лияния лавы, что компенсируется формированием вулкано-тектони- ческих структур типа кальдер обрушения, овальных и линейных прогибов и грабенов-рифтов. На этапе, предшествующем прорыву в виде эксплозии или эффузии продуктов извержения, образуются вулканические поднятия с характерными радиальными и концент^

и

рическими разрывами, в которые нагнетается магма. В итоге фор­ мируется характерный парагенезис вулканических структур, из­ вестный под названием «вулканических корней».

2.5. Процессы седиментации

Осадконакопление, зависящее от многих причин, но в конечном итоге от тектонических движений, крайне изменчивых в простран­ стве и времени, неизбежно протекает как весьма непостоянный, не­ равномерный, непрерывно-прерывистый процесс, при котором со­ здается столь характерная многопорядковая плоскостная упорядо­ ченность осадочных толщ — слоистость.

Седиментация в самом широком генетическом смысле этого тер­ мина создает слоистые толщи — первичные закономерно построен­ ные неоднородности, а гравитация, будучи приложена к каждой частице вещества горных пород, приводит к объемному напряже­ нию и, следовательно, к возникновению складчатых и разрывных структур.

Гравитация, проявляющаяся в условиях даже минимальных на­ клонов и плотностных неоднородностей в виде складок подводного оползания и других форм внутри отдельных пачек или пластов, является и главной деформирующей силой в бассейнах осадконакопления. Степень действия гравитационного фактора в общем случае зависит от угла наклона ложа. На крутых склонах (край шельфа, склоны глубоководных впадин и др.) возникают огромные оползни, доходящие до океанического дна. Такие оползни в гео­ логическом отсчете времени возникают мгновенно. Отложения этих оползней хаотически перемешаны, слои собраны в многочисленные складки и разорваны сложной системой нарушений. При очень слабых наклонах оползневые складки мелкие, первоначальное за ­ легание слоистости нарушается очень мало.

Специфические структуры регионального значения возникают при взаимодействии тектонического прогибания отдельных участков коры и синхронного с ним процесса седиментации. Такие структу­ ры получили название конседиментационных синклиналей (или синеклиз на платформах).

Процесс образования конседиментационной синклинали пред­ ставлен на рис. 2. Медленно фор­ мирующийся прогиб заполняется осадками. Степень заполнения про­ гиба осадками зависит от соотноше­ ния интенсивности тектонического прогибания и скорости отложения

Рис. 2. Прогиб, превращающийся в конседи-

ментационную синклиналь			(по С. С. Ш уль­
цу,	1970):
I,	II, III —	последовательные этапы накопле­
ния и изгиба		горизонтов а, б,	в

12

осадков. Первая всегда больше, чем вторая, поэтому полной ком­ пенсации (т. е. полного заполнения бассейна до нулевой отметки) не достигается. Постепенно за пачкой «а» отлагаются пачки «б» и «в». Прогибание дна неравномерное: в центре прогиба наиболее интенсивное, на его краях — незначительное, в результате чего прогиб приобретает форму, близкую к корытообразной (конседиментационная синклиналь). При погружении изгиб происходит медленно и одновременно с осадконакоплением в вышележащих горизонтах.

Размеры конседиментационных бассейнов бывают очень боль­ шими — в десятки и сотни километров. Известны также и мелкие конседиментационные синклинали, длина которых измеряется еди­ ницами километров, а ширина сотнями метров.

В конседиментационных синклиналях мощности осадков наи­ большие в их центральных частях и уменьшаются к периферии про­ гибов. Изменяется также и состав осадков. В центральных частях прогибов они представлены мелко- и тонкозернистыми глубоковод­ ными осадками. Чем ближе к периферии, тем более осадки стано­ вятся грубообломочными.

Давление массы накапливающихся осадков не оказывает почти никакого воздействия на прогибание дна, которое обусловливается исключительно тектоническими причинами.

2.6. Экзогенные процессы

Экзогенные силы и протекающие под их влиянием деструктив­ ные процессы, такие как эрозия, экзарация, абразия, галокинез, солифлюкция являются одновременно и структурообразующими (эрозия — размыв и снос материала, экзарация — ледниковая эро­ зия, абразия — соскабливание и истирание поверхностей породы при трении, галокинез — соляная тектоника, солифлюкция — мед­ ленное оползание пород вниз по склону, особенно в перигляциальных областях). Все эти процессы влияют на особенности рельефа территории и формируют морфоструктуры. Особенности их фор­ мирования и пространственного размещения рассматриваются в курсах физической геологии и геоморфологии.

Контрольные задания. 1. Охарактеризуйте экзогенное структурообразование как источник первичных форм залегания горных пород. 2. Назовите эндогенные структурные парагенезисы и элементы, их составляющие. 3. Раскройте содержа­ ние структурно-метаморфического парагенезиса.

Глава 3. ТЕКСТУРЫ ОСАДОЧНЫХ ПОРОД И ИХ ЗНАЧЕНИЕ ПРИ ИЗУЧЕНИИ СКЛАДЧАТОСТИ

Основной задачей структурной геологии является изучение де­ формаций — складчатых и разрывных. Возможность проявления тех или иных деформаций зависит от физического состояния и внут­ реннего строения пород. Необходимой предпосылкой возникновения складчатой деформации является с механической точки зрения

13

слоистая, полосчатая или сланцеватая текстура пород (анизотроп­ ная текстура). Разрывным деформациям подвергаются в равной степени как массивные породы (изотропная текстура), так и по­ роды с анизотропной текстурой.

Интенсивность проявления складчатой деформации находится в прямой зависимости от степени анизотропии текстуры. Чем четче выражена план-параллельная анизотропная текстура, тем рельеф­ нее в породе проявляются складчатые процессы. Самой главной категорией анизотропных текстур являются первично-осадочные слоистые текстуры. Знание особенностей этих текстур предопреде­ ляет успешное изучение дислокаций осадочных толщ.

3.1. Слой (пласт) и слоистость

Слоистость как следствие осадконакопления, происходящего в гравитационном поле, в условиях регионального и локального тек­ тонического движения, климатических и сезонных изменений, яв­ ляется главной и важнейшей первичной неоднородностью (тексту­ рой) осадочных комплексов. Слоистость наиболее четко отражает сложность и противоречивость геологических процессов и как та­ ковая еще не разгадана в должной мере и во всей полноте своих особенностей. Слоистость — закономерное сочетание слоев, с изу­ чения которых и начинается расшифровка любой структуры.

Термином «слоистость» в геологии обозначают два явления: слоистость — текстура осадочных толщ, которая образуется после­ довательным налеганием разных слоев; слоистость (слойчатость) внутри одного слоя, образующаяся повторяемостью одинаковых слойков или их сочетаний и составляющая внутреннюю текстуру породы.

Под слоем понимают плитообразное геологическое тело, сло­ женное породой однотипного состава, обладающее определенной мощностью и ограниченное поверхностями напластования со сто­ роны подстилающего и перекрывающего слоев. Наряду с термином слой в геологии употребляется слово пласт как синоним слоя или для определения рудных тел — рудный пласт.

Порода слоя выдерживается обычно на значительной площади по латерали и постепенно сменяется другой породой (другим сло­ ем), закономерно сочетающейся с данной. Возможны также вы­ клинивания слоя либо за счет срезания его по поверхности размы­ ва, либо в случае смены условий осадконакопления (вдоль берего­ вой линии, например, рис. 3).

Мощность слоя меняется в довольно широких пределах. Стати­ стически наиболее часто встречающаяся мощность слоев составляет 3— 100 см. Мощность слойков — от 1 мм до 3 см. Именно в толщах, содержащих пласты и слойки такой мощности, наиболее эффектив­ но проявляются складчатые деформации.

Другая важная характеристика — выдержанность пластов в ла­ теральном направлении. Известны слои, сохраняющие постоянную мощность на огромной площади в тысячи квадратных километров,

И

и слои, мощность которых всего лишь
на порядок меньше их распростране­
ния. В качестве иллюстрации первого
случая могут служить некоторые слои
известняков и пласты угля Большого
Донбасса,		приморского			(паралическо-
го)	происхождения, второго — рифо­
вые известняки, мощность которых из­
меряется		многими		сотнями		метров,
иногда даже тысячей метров, а диа­
метр — километрами и первыми десят­
ками километров. Таков, например, пе­
чально известный риф Бикини. Подоб­
ные	образования			называют		линзой,
линзовидным залеганием,— слой быст­
ро выклинивается во всех направле­
ниях.
Кластические осадки,					которые вы­
падают как взвеси твердых частиц в
водной среде, составляют главную мас­							Рис. 3. Возможные случаи ис­
су осадочных			пород. Это осаждение				чезновения слоя из разреза (по
происходит в			условиях определенного				Я. Б. Рухину, 1969):
фона седиментации, под которым по­							а — выклинивание; б — расщеп­
							ление	и	выклинивание; в — сре­
нимается специализированный химиче­							зание	при	размыве; г — исчезнове­

ский состав воды, особенности климата	ние ограничивающих пластовых по­
	верхностей
и биохимии органического вещества.

Наряду с осаждением взвешенных твердых частиц происходит вы­ падение из водной среды так называемых фоновых (хемогенных) осадков. К ним относятся различные глины, хемогенные илы или кремнистые осадки, биогенные илы, соли и др. Образование кластических и фоновых осадков происходит независимо друг от друга, причем отложение первых происходит значительно быстрее, чем отложение вторых.

В геологической истории Земли слоистость впервые появилась в отложениях с возрастом около 3 млрд. лет. Это были преимуще­ ственно хемогенные осадки, в меньшем количестве грубообломоч­ ные (конгломераты, псефиты). С развитием более обширных бас­ сейнов осадконакопления роль фоновых осадков уменьшается и отложения верхних разрезов раннего докембрия (2,0— 1,8 млрд. лет) представлены уже преимущественно терригенными осадками. Уменьшение количества фоновых осадков свидетельствует об изме­ нении гидрохимического состава и температурных условий водной среды в направлении, близком к современному.

Слоистость пелагических частей современных океанов не имеет себе прямых аналогов в древних отложениях. В отложениях от нео­ гена до нижнего рифея мы находим много общих черт. В раннедокембрийских породах слоистость претерпела существенные из­ менения и не всегда четко распознаваема и отличима от вторичной полосчатости.

15

Существенные изменения слоистость претерпевает при мета­ морфизме. При прогрессивном метаморфизме можно наметить две тенденции изменений. В условиях зеленосланцевой и эпидот-амфи- болитовой фаций сохраняются, и даже более того, подчеркиваются те слои и слойки, которые в первоначальном осадке были явствен­ но не выражены. Слоистость в данном случае проявляется как по­ зитив в фотографической ванночке. Минеральные новообразования (хлориты, слюды, альбит) слоистость не затушевывают.

В условиях амфиболитовой и гранулитовой фаций метаморфиз­ ма, особенно когда проявляются процессы ультраметаморфизма (мигматизации), происходит глубокая перестройка первоначально слоистых пород. Слоистость сохраняется местами только в релик­ товой форме. Перекристаллизация заходит столь глубоко, что на­ цело теряются какие-либо признаки кластического генезиса поро­ ды. Появляются метаморфогенные полосчатые текстуры, залегание которых может существенно отличаться от залегания бывшей слои­ стости.

3.2. Ритмичность и ритмы

Внутреннее строение слоя, ограниченного сверху и снизу четки­ ми границами раздела, по составу и структуре может быть двоя­ ким — однородным и неоднородным. В последнем случае состав и структура меняются постепенно и закономерно от подошвы к кров­ ле слоя. Например, от подошвы к кровле слоя постепенно умень­

шается размер	обломочных	зерен (градационная	слоистость).
В нижней части	слой сложен	относительно грубым	псаммитовым

и даже псефитовым материалом, постепенно сменяющимся пелитом, который резко, часто через поверхность размыва, перекрыва­ ется снова грубозернистой породой. Весьма представительным при­ мером ритмичной градационной слоистости является флиш, в частности, флиш Горного Крыма (рис. 4). Слои такого строения отвечают элементарным седиментационным ритмам. Они возника­ ют в течение короткого промежутка времени путем дифференциро­ ванного гравитационного осаждения (крупные зерна раньше, более мелкие позже) из движущейся водной массы под влиянием эпизо­ дически действующих факторов — течений, мутьевых потоков, па­ водков и др. Мощность ритмов небольшая — сантиметры, деци­ метры.

Градационная слоистость может возникнуть также в туфоген­ ных породах. Это установлено, например, в области южного склона Главного Кавказского хребта. От подошвы к кровле слоя умень­ шается размер зерен, представленных не только кластическими об­ ломками, но и фенокристаллами и обломками эффузивов. Размер частиц промежуточной массы (цемента) также уменьшается от по­ дошвы к кровле ритма. В целом, у подошвы наблюдаются псефитовые и псаммитовые туфы, в средней части — псаммитовые и але­ вритовые туфы, в верхней части ритмов — алевро-пелитовые туфы.

Градационные ритмы наиболее широко распространены. Кроме

16

Рис. 4. Ритмограммы основных типов флиша таврической серии Горного Крыма (по Н. В. Логвиненко и др., 1961, с изменениями):

А — песчанниковый, Б — нормальный, В — алевритово-аргиллитовый, Г — аргиллитовый флиш, Д — аргиллитовая флишоидная толща. Элементы ритмов: 1 — песчаник, 2 — алевролит грубый, 3 — алевролит, 4 — аргиллит. По горизонтали — мощности рит­ мов, по вертикали — номера ритмов

них, в терригенных и карбонатных породах встречаются более ред­ кие типы ритмов — обратные, маятниковые, отраженные и др. Они описываются в специальных работах по литологии. Градационные ритмы и другие образования, которые позволяют определить верх и низ слоя или пачки, относятся к группе асимметричных текстур.

В геологической истории земной коры первые признаки ритмич­ ной слоистости устанавливаются в породах с возрастом около 3 млрд. лет, например, в архейской серии Фигтри в Барбертонском регионе Южной Африки. Яркое и массовое развитие ритмичная слоистость приобретает в комплексах нижнего протерозоя. Приме­ ром таких комплексов может быть ладожская серия Балтийского щита (возраст ~ 1 ,8 млрд. лет).

В условиях низких ступеней метаморфизма градационные рит­ мы в большинстве случаев сохраняют свою главную особенность — уменьшение размера обломочных зерен от подошвы к кровле рит­ ма. С появлением порфиробласт (крупных кристаллов) метамор­ фических минералов эта особенность нарушается. При этом ритм остается асимметричным, а изменение новообразованного минераль­ ного состава от подошвы к кровле ритма определяется изменением химического состава. В градационных ритмах от подошвы к кровле ритма уменьшается содержание S i0 2 и увеличивается количество глинозема, железа, магния и щелочей. Диффузия химических эле­ ментов в пределах ритма ограничена. Это приводит к возникнове­ нию в определенных его частях определенных метаморфических минералов.

Рис. 5. Ритмичная слоистость в гранат-хлорит-мусковит-альбит-

кварцевых		кристаллических			слан­
цах	(Неркаюский			метаморфичес­
кий	комплекс;		восточный		склон
Приполярного			Урала; водораздел
рек Большой и Малый Нядокот):
1 — гранат		в зернах		различного	разме­
ра;	2 — слюдистые минералы

Строение метаморфизованных градационных рит­ мов выглядит примерно так. В нижней части ритма в це­ лом сохраняется состав пес­ чаника или кварцито-песча- ника, состоящего преимуще­ ственно из кварца с неболь­ шим количеством плагиокла­ за и слюды. Минеральный состав более высоких частей ритма зависит от изменения

содержания ведущего окисла. Так, если ритм содержит много гли­ нозема и содержание его от подошвы к кровле увеличивается, то в средней части ритма появляется силлиманит, его содержание и раз­ мер кристаллов увеличиваются к кровле ритма и непосредственно у кровли становятся максимальными. Выше с резким изменением состава залегает подошва следующего ритма. Аналогично этому, при увеличении содержания глинозема и железа такими же осо­ бенностями обладает ставролит. При прогрессирующем содержании железа и магния подобно силлиманиту и ставролиту ведут себя кордиерит и гранат. Если значение глинозема, железа и магния в изменении состава примерно одинаково, то новообразованный ми­ нерал представлен гранатом. Ритмы с гранатом в кровле (рис. 5) наиболее часто встречаются в метаморфических породах. Во всех метаморфизованных градационных ритмах размер новообразован­ ных мафических и глиноземистых минералов возрастает от подо­ швы к кровле — закономерность обратная той, какая свойственна обломочным зернам градационных ритмов неметаморфизованных пород.

Подошву и кровлю слоя можно определить также по иерогли­ фам, имеющим механическое (механоглифы) и органогенное (био­ глифы) происхождение. Лучше сохраняются иероглифы, распола­ гающиеся в подошве слоев. Они представляют собой, как правило, слепки неровностей различного происхождения, связанные с верх­ ней частью подстилающего слоя (рис. 6) и как таковые вполне определенно ориентируют наблюдателя относительно нормальной последовательности напластования.

Иероглифы встречаются только в неметаморфизованных осадоч­ ных породах, в метаморфических комплексах они неизвестны.

18

Рис. 6. Иероглиф (биоглиф) немиана из вендских отложений Среднего Приднест­ ровья:

а — подошва песчаника; б — поперечное сечение верхнего и нижнего пластов

Направленная последовательность пород наблюдается также в вулканогенных, толщах. Так, строение лавовых покровов и двух­ компонентных (градационная пачка туфов внизу и покров лавы вверху) ритмов в Крымском предгорье к югу от Симферополя од­ нозначно определяет положение подошвы и кровли, залегающей вертикально вулканогенной толщи средней юры (рис. 7).

3.3. Отложения седиментационного цикла

Понятие «седиментационный цикл» применяется к направлен­ ным текстурам, возникшим в результате периодического повторе­ ния различных отложений на фоне общего геологического развития

19