Геология / 4 курс / Структурный анализ / Казаков_Заика-Новаций

7м 30 м

V • ••••» •»м it		Массивная
.	-V*
	• • • V i

ншшШ

Рис. 7. Градационная слоистость терригенных пород и туфов и строение покровов лав (участок южнее Симферополя):

а — эскиординская		свита, южный	склон Чабан-горы. Петропавловская	свита: б, в — карь­
ер	западнее пруда	в с. Петропавловка; г — карьер севернее с. Украинка;		в и г — части одно­
го	ритма, причем	покров лавы (в)	располагается выше пласта туфов (г)

данной территории, в частности, на фоне колебательных тектони­ ческих движений. Особенно ярко цикличность проявлена в угленос­ ных толщах, формирующихся в палеогеографической обстановке, характеризующейся сменой морских условий через континенталь­ ные вновь морскими. Согласно Л. Н. Ботвинкиной, рисунок 8 сле­ дует интерпретировать следующим образом. Известняк, залегаю ­ щий в основании левой колонки, типично морское образование, так как содержит раковины морских животных, сменяется аргиллитом, а последний песчаником, свидетельствующим о том, что условия накопления осадка на морском дне существенно изменились в свя­ зи с обмелением и усиленным поступлением терригенного мате­ риала. Песчаный осадок сменился алевритовым илом, вначале так­ же морским, а затем лагунным, которые перешли в озерные и далее в болотные с остатками корней растений. Морское дно стало сушей.

Выше болотных аргиллитов залегает угольный пласт — конеч­ ный продукт изменения в анаэробной среде растительного мате­ риала торфяного болота в условиях медленного опускания терри­ тории, приведшего к новому затоплению ее морем. Глинистые отложения, перекрывающие уголь, содержат морскую фауну. Выше наблюдаются отложения, свидетельствующие об известной уже нам смене осадков от морских через лагунные до наземных (угля). Затем опять повторяется переход от угля к морским осадкам, а от них к образованию нового угольного пласта, выше которого зале­ гает пласт известняка (открытое море), а далее мощная пачка

20

глинистых осадков с мор­ ской фауной. Таким об­ разом, в рассмотренном разрезе мощность более 100 м, устанавливается три цикла, каждый из ко­ торых состоит из подугольной (регрессивной)

инадугольной (транс­ грессивной) частей. В лю­ бом полном седиментационном цикле обязательно видна закономерность из­ менения отложений: сна­ чала в одном направле­ нии, а затем в противопо­ ложном и, следовательно, каждый цикл графически можно изобразить в виде кривой с двумя ветвями, восходящей, нейтральной

инисходящей (рис. 8).

Примером полных се-
диментационных					циклов
более		высоких		порядков
могут служить трансгрес­
сивно-регрессивные						ко­
лонки		осадочных			пород,
которые			можно	наблю­
дать среди мощных, дли­							Рис. 8. Циклическое строение угленосных отло­
тельно			развивающихся				жений Донбасса (по Л. Н. Ботвинкиной, 1977):
осадочных			толщ,		таких			н
							а , в, с — циклы осадконакопления; U, /в, U — уголь­
как,	например,			верхний			ные пласты; Le, Lr — пласты	известняка. Справа д а ­
мел Крыма.							на кривая цикличности. I — породы: 1 — известняки,
							2 — известковистый аргиллит, 3 — аргиллит, 4 — пе­
Отложения, образован­							реслаивание алевролитов, 5 — алевролиты, 6 — чере­
							дование тонких слоев песчаника и алевролита, 7 —
ные	в	процессе		седимен-			песчаник мелкозернистый, 8 — песчаник среднезер­
тационного цикла,					обла­		нистый; II — фации; 9 — морские глинистые, 10 —
							морские известковистые, И	— лагунные глинисто­
дают	асимметричной					тек­	алевритовые, 12 — торфяного	болота, 13 — озерные,
стурой.		Мощность				отло­	14 — морские алевритовые зоны волнений, 15 — мор­
							ские песчаные зоны течений, 16 — лагунные алеври­
жений		одного цикла				зна-	тово-песчаные зоны волнений,	17 — болотные

чительно превышает мощность ритмов и может достигать сотен метров, но при этом верх и низ разреза определяются безошибочно.

3.4. Косая слоистость

Наряду с обычной параллельной (горизонтальной) слоистостью, формирующейся в условиях спокойной среды (водные бассейны глубже базиса действия волн и со слабыми течениями или даже застойные), достаточно часто наблюдаются косая и волнистая слои-

21

Рис. 9. Полная косослоистая серия с покрывающими слоями (К ), слойчатостыо

(С) и подстилающими (П) слоями (по Р. Шроку, 1950)

стости, возникающие в подвижных, воздушной и водной средах (пустыни, реки, морские течения, зона ветрового перемешивания океанской воды).

Форма косых слойков позволяет различать нормальное и опро­ кинутое залегания, направление движения осадка под влиянием течений или ветра, а также фациальные условия осадконакопле­ ния. Если строение косослоистой единицы («серии») хорошо раз­ личимо, то ее верх, а следовательно, и верх вмешающей ее свиты могут быть определены, так как угол между косыми слойками и налегающим слоем больше угла, образованного плоскостью раз­ дела косой слойчатости и подстилающим пластом. Это правило не является универсальным и различие углов у кровли и подошвы зависит от глубины размыва (среза) данной косой серии, что легко представить себе при рассмотрении рис. 9. Кривая А Б В Г представ­ ляет полный профиль косой слойчатости. Верхняя часть кривой в Б вогнута книзу, часть кривой в В вогнута кверху и, следователь­ но, этот тип косой слойчатости не дает указаний на кровлю и по­ дошву пласта. Однако, если слойчатость срезана эрозией до неко­ торого уровня, например, 0 0 , этот срез вместе с вогнутостью квер­ ху и асимптотическим окончанием слойчатости у подошвы дает бесспорный критерий для определения нормального залегания. Наиболее крутой угол естественного откоса для песка около 33°, поэтому следует предполагать, что слойчатость, обнаруживающая больший наклон, была деформирована.

Косая слоистость является наиболее древней в истории осадко­ накопления асимметричной текстурой. Она широко распростране­ на в упоминавшейся выше серии Фигтри Южной Африки с возрас­ том около 3 млрд. лет.

Косая слоистость встречается в песчаниках, кварцитах и кар­ бонатных породах. При метаморфизме сохраняет свою морфо­ логию.

22

3.5. Волнистая слоистость

Этот тип слоистости формируется волнениями — колебательны­ ми движениями вод. Она может быть симметричной и асимметрич­ ной, в зависимости от соотношения между волнением и течением (рис. 10). Волнистая слоистость — хороший фациальный индикатор, в частности, показатель глубины осадконакопления, так как вол­ новые движения сказываются на донном осадке в сравнительно ограниченной прибрежной зоне до глубин не более 200 м. Кроме того, известна волнистая слоистость, образованная под влиянием внутренних волн и глубоководных течений.

Установлено много типов волнистой слоистости. Для структур­ ной геологии интересны такие типы, которые позволяют определить верх и низ разреза, в частности типы, поперечное сечение которых изображено на рис. 10. Независимо от симметричности или асим­ метричности углублений острые гребни всегда указывают на верх­ ний слой. Кроме того, во внутренней части ложбинок скапливаются более крупные осадочные зерна, чем на склонах ложбинок.

В сложнодислоцированных районах, отличающихся широким распространением опрокинутых слоев и перевернутых складок, гео-

Рис. 10. Волнистая слоистость:

А — механизм образования ряби (по Л. Н. Ботвинкиной, 1967). Рябь волне­ ний: а — симметричная; б — асиммет­ ричная; в — рябь течения. Б — опре­

деление верха	и низа	разреза;		а	—
симметричная	слоистость	в фазе;		б —
асимметричная	слоистость в		фазе; в —
симметричная	слоистость	не	в	фазе;
г — асимметричная слоистость				не	в
фазе

23

лог в каждом обнажении должен различать направления от по­ дошвы к кровле, не допускать ошибок в определении нормальной стратиграфической последовательности в составленных разрезах. Обычно слоистость содержит в себе достаточно признаков, позво­ ляющих безошибочно решать эту задачу. Так, в двух- и трехком­ понентном флише таврической серии в качестве главных призна­ ков, позволяющих различать верхнюю и нижнюю части слоистости, известны: градационное строение ритмов (часто ритмы заверш а­ ются пластовым или конкреционным сидеритом); смена косой слой­ чатости тонкой параллельной, указывающая направления к кровле пласта; волнистая косая слойчатость своими выпуклыми слойками, обращенная к низу пласта; грубые иероглифы (палеодиктион, на­ пример), сохраняющиеся на подошве; узкие острые гребешки знаков ряби, «смотрящие» кверху, а выпуклости пологих желобков между ними — книзу; ямки на кровле, бугорки на подошве; ходы червей более крупных в нижней части песчаника, в верхней — наблюдаю­ щиеся многочисленные тонкие (1—2 мм в диаметре) петлеобраз­ ные ходы; сливной песчаник, располагающийся в нижней части ритма, тонкослоистый у его кровли и т. д.

3.6. Значение асимметричных текстур осадочных пород для структурно-геологических исследований

Для геолога, изучающего складчатые структуры осадочных по­ род или метаморфических толщ, значение асимметричных текстур трудно переоценить. Они позволяют определить верх и низ слоя или пачки и, на основании этого, установить складчатые структу­ ры в толще, перегибы которых непосредственно не видны.

Первоначально по ходу маршрута нужно определить в точках наблюдения залегание слоев — нормальное или опрокинутое. З а ­ тем выделить на разрезе или карте участки их однотипного залега­ ния. Анализ взаимной ориентировки ритмов (или слоев с другими асимметричными признаками) на границах таких участков даст возможность определить тип складчатой структуры. Возможны шесть вариантов (рис. И ):

1. От линии перегиба разрез наращивается в обе стороны при нормальном залегании ритмов (рис. 11, а). Нормальная антикли­ наль.

2.Разрез наращивается к линии перегиба при нормальном за­ легании ритмов (рис. 11, б). Нормальная синклиналь.

3.4. Породы залегают моноклинально, но в одной их части за­ легание нормальное, в другой опрокинутое (рис. 11, в, г). Опроки­

нутая антиклиналь (рис. 11, в) или опрокинутая синклиналь (рис. И, г).

5, 6. От линии перегиба породы падают в разные стороны при опрокинутом залегании ритмов (рис. 11, д, е). Такие особенности всегда указывают на повторное образование складок, ранняя из которых является изоклинальной (с параллельными крыльями), а

24

50=1	30it30 |=50		ы 30		= м
/	;	\	\		/
фбофбо 1=60 |=			J=60 |=60 (J-60<|-60
	V-J		•л.	\	-л
			V.	\
		\		\.\У
					- ч -
		в \			г
Бо ф I		(J-50	4-30-J

ЦГТЧ;ж— ■

Н ' Ш

*7*.:

/ У / / -

—"i‘\ ‘V — |—Ж / . ^ :

. ....

2L i

Рис. П . Определение типа складчатой структуры по характеру залегания асим­ метричных текстур:

/ — нормальное, 2 — опрокинутое залегание, 3 — след осевой плоскости складок

поздняя — более открытой. Поздняя складка изгибает осевую плос­ кость ранней складки. Если при опрокинутом залегании ритмов породы падают от перегиба, то это указывает на позднюю (нало­ женную) антиклиналь (или антиформу) — рис. 11, д. Если же по­ роды падают к перегибу, то они смяты в позднюю синклиналь (или синформу) — рис. 11, е.

Контрольные вопросы, задания. 1. Рассмотрите слоистость как литогенетиче­ скую структурно-текстурную основу толщ осадочных горных пород. 2. Каково строение и условия седиментации осадочных и вулканогенных ритмов и циклов? 3. Как определяются нормальное и опрокинутое залегания при помощи асиммет­ ричных текстур, био- и механоглифов на поверхности слоев?

25

Глава 4. МЕТАМОРФОГЕННЫЕ ТЕКСТУРЫ

Под действием метаморфизма в осадочных породах возникают различные вторичные, метаморфогенные текстуры. Метаморфичес­ кие комплексы обладают именно такими текстурами, первично-оса­ дочные текстуры в них выступают как реликтовые. Чем сильнее метаморфизм, тем более ярко выражены метаморфогенные тексту­ ры и тем менее возможностей для сохранности первично-осадочных текстур. В некоторых древних глубинных комплексах с ярко выра­ женными процессами ультраметаморфизма (мигматизации) оса­ дочные текстуры изменяются настолько, что очень трудно выявить их первоначальную природу.

Из всего разнообразия метаморфогенных текстур рассмотрим самые распространенные анизотропные текстуры — полосчатые, сланцеватые, линейные. Именно на этих текстурах отражается влияние складчатых деформаций. Они возникают либо до склад­ чатой деформации, либо одновременно с ней. Изотропные текстуры (узловатые, порфиробластические и др.) имеют небольшое значе­ ние в структурной геологии и чаще всего являются постскладчатыми.

Метаморфогенные анизотропные текстуры, возникшие на ран­ них стадиях формирования комплексов до первых проявлений складчатости, деформируются складками всех этапов, т. е. выпол­ няют роль слоистости в неметаморфизованных комплексах. По де­ формированной метаморфической полосчатости выявляется картина структурного строения метам-орфического комплекса. Во многих метаморфических комплексах полосчатость метаморфогенного про­ исхождения сохраняется недеформированной на больших расстоя­ ниях по простиранию, деформируясь складками только в некоторых участках.

Метаморфогенные текстуры, возникшие одновременно со склад­ ками (синскладчатые) распространены значительно меньше, чем доскладчатые текстуры. Если они возникли на ранних стадиях, то могут быть деформированы.

4.1. Метаморфогенная полосчатость

В данном разделе мы рассмотрим полосчатость, возникающую при метаморфизме без его крайних проявлений (ультраметамор­ ф изм — мигматизация). Можно выделить два типа такой полосча­ тости — параллельную первоначальной слоистости и параллельную или субпараллельную осевым плоскостям складок.

Метаморфическая полосчатость, параллельная слоистости, из­ вестна в двух разновидностях:

1. Полосчатость, возникающая посредством перекристаллиза­ ции вещества слоев и слойков без нарушения их границ и без из­ менения их общего химического состава. Это фактически та же слоистость, но с минеральным составом слоев и слойков, соответ­ ствующим РГ-условиям той или иной фации метаморфизма. Как

26

Рис. 12. Ритмичное строение пластовой ин­
трузивной залежи (габро-диориты-плагио-
граниты; Северное Приладожье, южный бе­	s-i
рег п-ова Х унукка):

1 — вмещающие силлиманитовые гнейсы, 2 — ритмично-полосчатая интрузивная залежь (круп­ ные точки — у основания ритмов), 3 — залегание слоистости, контактов и падение шарнира склад­ ки

правило, при этом происходит укрупнение зерен. Мелкие зерна об­ ломочного кварца посредством собирательной перекристаллизации преобразуются в более крупные зерна. Глинистые и алевритовые частицы идут на построение слюд. В слоях с большим содержанием глинозема возникают специфические минералы — силлиманит, дис­ тен и др. При образовании такой полосчатости-слоистости сохраня­ ется пластическая (обломочная) структура. В перекристаллизованных породах такая структура называется бластокатакластической.

Возможность существования обсуждаемой текстуры однозначно подтверждается преобразованиями при метаморфизме ритмичной слоистости, в которой несмотря на изменение минерального состава сохраняются и подчеркиваются все члены ритма с постепенными между ними переходами и общий химический состав частей ритма. Такие особенности указывают на очень слабую диффузию хими­ ческих компонентов (в пределах смежных зерен). Процесс преоб­ разования может быть в целом обозначен как изохимическая пе­ рекристаллизация.

В положении, параллельном слоистости, располагается также полосчатость пластовых интрузивных залежей. Их первоначальное магматически-ритмичное строение подчеркнуто метаморфическими преобразованиями, аналогично только что рассмотренным преобра­ зованиям ритмичной слоистости осадочных пород, так что в целом первичная асимметрия ритмов сохраняется полностью. Одна из та­ ких интрузивных залежей показана на рис. 12. В ней три ритма. Состав пород меняется от габбро-диоритов в нижних частях рит­ мов до меланократовых плагиогранитов в верхних их частях, т. е. от подошвы к кровле ритмов состав пород становится все более кислым. Магматические ритмы пластовых интрузивных залежей, как и ритмичная слоистость осадочных пород, могут быть исполь­ зованы для определения верха и низа в данном выходе.

2. Новообразованная полосчатость, параллельная слоистости, возникающая в результате химического взаимодействия вещества смежных пластов. Возможна также метаморфическая дифферен­ циация с диффузионным механизмом.

Такая полосчатость может образовываться, например, в том случае, если в двух смежных пластах при метаморфизме образу­ ются неконгрессивные минералы, т. е. минералы непарагенетичные, совместное существование которых невозможно. Такими мине­ ралами в метаморфических породах являются, например, роговая обманка и мусковит.

27

Рис. 13. Новообразованная			полос­	Рис. 14.	Новообразованная полос­
чатость, возникшая на границе не-				чатость,	параллельная осевой плос­
конгрессивных		(химически	несо­	кости складки (Северо-Байкаль-
вместимых)	пластов:			ское нагорье, левый берег р. Мама
1 — амфиболит, 2 — мусковитовый сла­				между реками Нюндукан и Дов-
нец, 3 — биотитовый сланец, 4			и 5 —	гакит):
переходные	зоны.	Фигурной	скобкой	1 — песчанистый известняк, 2 — сери-
обозначена новая		полосчатость
				цитовый известняк, 3 — кварц-серицито-

вый сланец

На границе пласта амфиболита и мусковитового сланца возни­ кает прослой с минералом, являющимся продуктом реакции между неконгрессивными минералами (в данном случае биотит). Биоти­ товый сланец отделяется от неконгрессивных пластов роговообман- ково-биотитовой породой с одной стороны и биотит-мусковитовой породой с другой стороны (рис. 13). Таким образом возникла по­ лосчатость из трех новых пластов.

Новообразованная полосчатость нарушает закономерности че­ редования пород в первоначальном переслаивании, но при струк­ турных построениях может рассматриваться наравне со слоисто­ стью.

Метаморфическая полосчатость, параллельная осевым плоско­ стям складок, распространена ограниченно, но в некоторых участ­ ках метаморфических толщ является важной текстурой. Частный случай такой полосчатости показан на рис. 14. Во внутреннем про­ странстве синклинали, образованной изгибом пласта кварц-серици- товых сланцев, наблюдается полосчатость, выраженная чередова­ нием более широких полос песчанистых известняков и узких, кли­ новидных полос этих же пород, обогащенных серицитом. Мощность первых достигает 1 см, мощность вторых — несколько миллимет­ ров. Иногда в метаморфических полосках сохраняются реликты слоистости, не параллельные полосчатости. Такая полосчатость возникает за счет перераспределения компонентов внутри пласта.

Известны случаи возникновения полосчатости при складчатых деформациях неконсолидированных осадков, еще не подвергшихся метаморфизму. В этих породах перераспределение глинистых мине-

28

Рис. 15. Апофизы пласта песчаника в виде песчаных даек, параллельных кливажу, в глинистых сланцах (серия Гудзон Ривер, штат Нью-Йорк; по Д ж . Максвеллу, M ax­ well, 1962)

ралов параллельно возникающим плоскостям кливажа, который в свою очередь параллелен осевым плоскостям складок, сопровождает­

ся, с одной стороны, механической сортировкой материала по размеру зерен, а с другой — ламинарным внедрением материала вдоль плоскостей кливажа (кластические или нептунические дай­ к и — рис. 15). Эти дайки по мощности не превышают 1 — 1,5 см, но их длина достигает 1,5—2,0 м. Дайки особенно часты в зоне осевой плоскости складок. В условиях недостаточной обнаженности, когда не видны прослои песчаников, являющихся материнскими порода­ ми для этих даек, нептунические дайки могут быть восприняты как осадочные прослои. Такая механически образовавшаяся полосча­ тость может быть подчеркнута перекристаллизацией при последу­ ющем метаморфизме и приобрести значение метаморфической по­

лосчатости.			выше	примеры		отно­
Приведенные
сились к зеленосланцевой фации мета­
морфизма		и к неметаморфизованным
породам. Рис. 16 показывает полосча­
тость, параллельную осевой плоскости
складки, в породах, метаморфизован-
ных в условиях			высокотемпературной
субфации		амфиболитовой			фации. По­
лосчатость		сегрегационного			типа (т. е.
образованная по принципу разграни­
чения скоплений мелано- и лейкокра-
товых минеральных компонентов), при­
урочена к верхней части ритма. Зале­
гающий выше, в основании следующе­
го ритма пласт грубозернистого слю­
дистого	метапесчаника			несет		только
кливаж.								Рис. 16. Метаморфическая по­
Полосчатость рассматриваемого ти­								лосчатость в ядре складки, па­
па хорошо распознается в тех случа­								раллельная	ее осевой плоско­
ях, когда видны сами складки. Но час­								сти, выраженная		чередованием
то складки в пределах обнажения не								меланократовых		и лейкократо-
								вых полос кордиерит-двуслюдя-
видны, а полосчатость хорошо разви­								ного состава (ладожская			серия,
та, и в этом случае исследователю								Северное	Приладожье,		остро­
предстоит решить вопрос — с полосча­								вок у южного побережья п-ова
тостью или слоистостью он имеет де­								Х унукка):
								1 — пласт грубозернистого слюди­
ло. Этот	вопрос		часто	однозначно			не	стого метапесчаника с кливажом,
решается,		но все	же следует иметь				в	в основании	вышезалегающего рит­
								ма

29