Геология / 4 курс / Структурный анализ / Казаков_Заика-Новаций
.pdfмногом сходных с условиями образования скибовых структур (рис. 44).
Складки волочения встречаются редко. Они образуются в са мой верхней части субстрата, по которому скользит ледник вместе с содержащейся в нем мореной. Непременным условием является пластичный характер пород субстрата. Складки мелкие, асиммет-^ ричные, выполаживаются на глубину. Осевые плоскости наклоне ны в сторону движения ледника.
А. Д. Лукашев обнаружил в гляциодислокационных складках Карелии, проявленных в консолидированных ледниковых образо ваниях, зачаточный кливаж и агрегатную линейность (песчаные стебли в илистых и глинистых отложениях).
Гляциодислокации повсеместно развиты в четвертичных ледни ковых отложениях. Единичные находки форм, относимых к гляциодислокациям, известны для палеозойских образований.
5.3. Олистостромы, олистолиты
Экзотические глыбы, морфологически близкие к ледниковым отторженцам, но возникающие в иных условиях, известны в раз личных районах и в осадочных толщах различного возраста. Глы бовые горизонты в последнее десятилетие приобрели особый инте рес в связи с изучением тектонических покровов и эндогенного меланжа, что будет описано в соответствующем разделе. Вместе с тем, известны глыбовые горизонты, возникшие в экзогенных усло виях. В новейшей литературе они получили название олистостромов, а отдельные крупные глыбы — олистолитов (термин «олистостром» происходит от греческих слов оползень и аккумуляция; по аналогии с биостромом (аккумуляция в результате жизнедеятель ности) олистостром означает аккумуляцию в результате ополза ния). Процесс, приводящий к образованию олистостромов, получил название осадочного меланжа.
Олистостромы представляют собой мощные овалы несортиро ванного хаотически нагроможденного материала, заключенного в более тонкозернистых осадках. Они встречаются в виде линз, плас тов и мощных горизонтов среди нормальных осадочных слоистых отложений и связаны с ними постепенными переходами. Олисто стромы имеют в целом строение брекчии с двумя главными компо нентами: основной массой (матрицей) и обломками, глыбами, плас тинами (рис. 45).
Мощность олистостромовых линз и горизонтов различна — от нескольких метров до километров. Также различна и их длина по простиранию. В отдельных случаях олистостромы прослеживаются на десятки и сотни километров.
Олистостромы содержат чужеродные обломки размером от сан тиметров до сотен метров в поперечнике, отдельные глыбы иногда вдавлены в нижележащие осадки, окатанность глыб и обломков отсутствует или слабая. Внутренняя стратификация олистостромовым горизонтам не свойственна.
60
Рис. 45. Обнажение олистостромы (по С. Ю. Беляеву и П. П. Кузнецову, 1978):
1 — известняки, 2 — аргиллиты
Наглядный пример формирования современного олистострома представляет черноморское побережье вдоль Главной гряды Крым ских гор. Сюда оползнями-потоками приносятся глыбы юрских из вестняков, отколовшиеся от коренного массива юрских пород. Строение олистострома хорошо выявляется на геофизических про филях, а отдельные олистолиты в виде экзотических скал выступа ют над уровнем моря, будучи в разной мере погруженными в толщу современных морских осадков. Таковы скалы Айдалары у Гурзуфа, Парус и Ласточкино гнездо между Ялтой и Мисхором.
В ископаемом состоянии олистолиты в Крыму также известны. Это, например, олистолиты палеозойских известняков, залегающие среди триасовых отложений вдоль подножья Второй гряды Крым ских гор. Их экзотическая природа доказана бурением и горными работами. Здесь развиты два типа олистостромов. Один состоит
почти целиком из |
глыб нижнеюрских известняков, протягивается |
на значительные |
расстояния, участвует в складчатых структурах |
и поэтому является хорошим маркирующим горизонтом. Другой тип сложен глинистыми породами, образующими матрицу, в кото рой заключены отдельные крупные олистолиты, принадлежность которых к одному горизонту устанавливается лишь при детальном картировании (рис. 46). Связь олистостромов Крымского пред горья с тектоническими покровами строго не доказана, однако весьма вероятна, и в таком случае эти олистостромы, очевидно, не представляют собой исключения и, как в других районах альпий ской области, закономерно входят в парагенезис, характерный для покровной тектоники.
Можно определить три главных пути образования олистостро мов:
61
Рис. 46. Схема геологического строения участка Крымского предгорья (села Ук раинка, Марьино, Лозовое):
/ — нижний мел, известняки, глины; 2 — верхняя юра, байраклинская свита, конгломераты-
« М1?5С1ИТ1 |
~ матРИ1*а: аргиллиты, алевролиты (средний триас-аален); |
4 |
— блоки |
лав |
|||||
и туфов (байос) |
в матрице; 5 — олистостром; |
известняки, песчаники, |
гравелиты |
(лейас)- |
6 _ |
||||
»аИ^Т°/ЛЛ ТЬ^ ® |
матРи1*е: песчаники, |
известняки |
(лейас), |
известняки |
(верхний |
триас), нзвест- |
|||
р |
|
““ разрывы: |
а — прослеженные; |
б — предполагаемые; |
8 — залегание |
||||
пластов: а. |
вертикальное, б — наклонное, в |
■— опрокинутое |
|
|
|
|
1. При подводных или субаэральных оползнях на склоне седиментационного бассейна. Это осадочный меланж гравитационного генезиса в чистом виде. Признаками его являются: размещение мощных свалов несортированного грубого материала среди глубо ководных осадков, нормальные стратиграфические контакты оли стостромов с подстилающими и перекрывающими отложениями, присутствие структур подводного оползания и переотложенной мел ководной фауны, выпахивание подстилающих слоев и, как следст вие, захват их в состав олистостромов, небольшие расстояния пере мещения обломков от места разрушения до места отложения.
2.При оползнях, причиной которых является не только грави тационный фактор, но и тектонические явления (землетрясения, резкий подъем области размыва и др.). Особенности олистостромов этого типа сходны с первым и отличаются только деталями.
3.За счет разрушения фронтальных частей тектонических по
6 2
кровов при их продвижении в бассейн осадконакопления. Продук ты разрушения (глыбы, обломки и др.) перемещаются оползневы ми процессами. По М. Г. Леонову (1978), олистостромы этого типа пространственно тяготеют к зонам крупных разломов и распростра няются на сотни и тысячи километров, что не объяснимо толькс* оползневыми процессами. Для олистостром такого генезиса харак терна приуроченность к определенным интервалам, во время кото рых устанавливаются крупные покровные перемещения, непосред ственная связь хаотических брекчий олистостромов с покровными, пластинами и постепенные переходы между ними, перекрытие тек тоническими покровами, тектоническая переработка. Все эти осо бенности устанавливаются только исследованиями значительных площадей при региональной оценке тектонических движений.
Независимо от путей образования олистостромов и значения при этом тектонического фактора все они образуются на поверх ности или в подводных условиях, т. е. относятся к продуктам экзо тектонических дислокаций.
Расположение олистостромовых комплексов в пределах геосинклинальной области и появление комплексов различных типов в процессе геосинклинальной эволюции далеко не так хаотично, как
внутренняя структура олистостром. |
области М. Г. Леоновым |
|
На |
примере Альпийской складчатой |
|
и др. |
(1978, 1980) было показано, что |
на ранних этапах осадко |
накопления в геосинклинальном прогибе формируются олистостро мы, связанные, преимущественно с породами офиолитовой ассоциа ции. Для них характерно наличие обломков пород офиолитовой ассоциации (редко других пород) и залегание в основании или в самых низах вулканогенно-осадочной части офиолитовых комплек сов. Такие олистостромы формируются за счет разрушения уступов ложа океанического бассейна.
На средних и поздних стадиях осадконакопления геосинклина-> ли широкое развитие получают флишевые отложения, с которыми связаны самые значительные массы олистостром, слагающих тела огромной протяженности и мощности.
Переходы между флишевыми отложениями и олистостромой по степенные. Отдельные изолированные обломки и пластины (олистоплаки) заключены непосредственно во флишевых отложениях вне связи с основной массой олистостромы. Такие участки получи ли название «дикого флиша». Обломочный материал олистостром поступал за счет разрушения пород, обрамляющих флишевые про гибы, и подчиненно из самих флишевых, еще не полностью консо лидированных осадков.
Заключительный этап формирования олистостром относится к стадии разрушения горных сооружений и образования моласс. Строение этих олистостром проще, чем во флише и в офиолитовой ассоциации (в частности, отсутствует тектоническая переработка). Олистостромы пространственно приурочены к тектоническим усту пам, незначительно распространены вкрест области накопления моласс и обычно находятся в незахороненном виде.
6S
Пространственно ранние олистостромы тяготеют к внутренним частям Альпийской области, средние (флишевые) — к внешним геосинклинальным зонам и поздние — к молассовым бассейнам.
Олистостромовые комплексы достоверно известны с позднего докембрия, в образованиях раннего докембрия не отмечались.
5.4.Дислокации, возникшие при дегидратации
игидратации пород
Дислокации, связанные с изменением объема осадка, в качестве первопричины имеют дегидратацию, вызванную, в свою очередь, статической нагрузкой вышележащих толщ (рис. 47). При этом обычно возникают инверсии плотностей и адвективные напряже ния (адвекция — разновидность конвекции, вызванная гравитаци онным эффектом), разрядка которых приводит к деформациям в виде волнистых границ между слоями или выдавливания менее плотного материала между блоками вышележащего массивного слоя, вплоть до образования нептунических даек.
Обратный процесс, гидратация, сопровождающийся в некоторых случаях существенным увеличением объема породы, создает ин тенсивную складчатость в горизонтах гидратированных пород и пологие волнообразные структуры во вмещающих слоях. Так, пе реход ангидрита в гипс сопровождается увеличением объема на 60 %, пироксенсодержащих пород при их серпентинизации в пол тора раза; монтмориллонит, поглощая воду, увеличивает свой объ ем в два раза.
Складки, образованные вследствие гидратации пород, возника ют, в частности, в слоях, залегающих непосредственно под почвен ным покровом. Такие складки были описаны, например, для одного из районов Южной Африки (Botha, 1967). Они представлены ис ключительно вытянутыми антиклиналями довольно значительных размеров. Размах некоторых из них достигает 10— 15 м. Они при урочены исключительно к подпочвенной пачке слоев, замки скла док приподнимают почвенный покров. Оси и осевые плоскости скла док ориентированы в различных направлениях.
Рис. 47. Уплотнение вокруг несжимающейся песчаной линзы (по Е. Ш. Хиллсу, 1967):
Т1, Т2 — первичная мощность, Т\, Т2 — мощность, уменьшенная до половины
64
Рис. 48. Складки выдавливания в оврагах Среднего Приднепровья (у с. Попелюхи — а, с. Винож — б):
венд: 1 — аргиллит, 2 — песчаник; мел: 3 — песок глауконитовый, 4 — мергель песчаный с кремнями, 5 — современный делювий
5.5 Экзодиапиры
Еще один вид экзогенных деформаций известен в районах глу бокого эрозионного расчленения, таких как Среднее Поволжье и Среднее Приднестровье (Украина). Здесь в днищах оврагов часто можно наблюдать складки, ядра которых сложены пластичными глинами, а крылья песчаниками или известняками того стратигра фического уровня, который обнажается в нижней части склонов (рис. 48). Эти структуры обязаны своим происхождением перепаду давлений, вызывающему пластическое нагнетание пород в русла оврагов и образование складок-гряд выдавливания.
Глиняный диапиризм — явление, играющее подчас определен ную роль в структрном плане областей, где толщи глин достигают значительной мощности, например, майкопская свита Причерно морья и Прикаспия. Глиняная тектоника сродни соляной тектони ке, однако она в гораздо меньшей степени зависит от эндогенной динамики, будучи обусловленной по существу экзогенными про цессами.
3 |
591 |
65 |
5.6. Структуры, вызванные грязевым вулканизмом
Своебразными структурами, косвенно связанными с глиняной тектоникой, являются компенсационные синклинали, распростра ненные в районах грязевого вулканизма. Даж е одноразовые выбро сы разжиженной, насыщенной газами, глины-грязи достигает зна чительных величин. Так, извержение самого крупного вулкана Керченского полуострова Джаутепе в 1914 г. составило более 100 тыс. т, а общий объем извержений сопочной брекчии этого вулка на определялся более 100 млн. т. Если подобные количества аппро
ксимировать |
на время, то становится очевидным существенная |
роль этого |
процесса в соответствующих областях. Образование |
О
Рис. 49. Геологическая схема (а) и разрез (б) сопочного поля Джаутепе и ком пенсационной синклинали на Керченском п-ове (из кн. «Грязевой вулканизм и рудообразование», 1971, упрощено):
1 — жерло грязевого вулкана, 2 — сопочная брекчия, 3 — известняки, 4 — глины. Рitnk — майкопская серия; N its — миоцен, тортонский и сарматский ярусы
66
компенсационных синклинален связано с возникновением диапировых ядер, состоящих из брекчиевой глинистой
массы, в которой происходит накопле-Кровля ние флюидов (воды и газообразных углеводородов) за счет их оттока из смежных мульд. Флюиды находятся под большим давлением и их удале ние, связанное с грязевулканической деятельностью или разрывами, приво дит к усадке ядра, следствием чего яв ляется образование сводовых грабенов и связанных структур — компенсаци
онных синклиналей, размеры которых пропорциональны размерам глиняных диапиров (рис. 49).
5.7. Трещиноватость
Высыхание осадочных пород сопровождается появлением си стем первичных, литогенетических и петрогенетических трещин, за кономерно ориентированных в пространстве и по отношению к по верхностям, ограничивающим слои. Это типичные трещины отрыва, густота которых зависит от мощности и состава слоя, а формы, вырезанные системами трещин отдельностей — правильные парал лелепипеды (рис. 50), грани которых ориентированы диагонально по отношению к направлению север — юг, но иногда четче выра жена ортогональная система трещиноватости, ориентированная широтно и меридионально.
Изучение эпидермальных деформаций имеет не только само стоятельное значение. Кроме того, они представляют собой пре красную природную модель коровых тектонических деформаций.
Формирование экзогенных структур происходит подчас со ско ростью, допускающей непосредственные наблюдения, и, следова тельно, появляется уникальная возможность изучать природный процесс, имитирующий обычно неуловимо медленные тектоничес кие явления.
5.8. Структуры несогласий
Несогласные залегания пород, под которыми понимаются от клонения от субпараллельного положения слоев, свит, толщ, ком плексов, имеют в структурной геологии особое значение, так как в них заключена исключительно ценная информация о последова тельности геологических процессов, о возрасте тектонических дви жений, о палеогеографии отложений и условиях их образования. Структуры несогласий многообразны по своему морфологическому выражению и по геологическим особенностям. Их конкретные про явления можно объединить в три основных типа: стратиграфичес кие несогласия, угловые (структурные) несогласия и тектоничес
з* |
67 |
кие несогласия. Главнейшее стратиграфическое и возрастное зна чение имеют первые два типа несогласий, которые относятся к первичным, так как возникают в процессе размыва ранее образо ванных пород без участия последующих тектонических движений. Тектонические несогласия — преимущественно вторичные, посколь ку проявляются после образования осадочной толщи, а для мета морфических комплексов также после метаморфизма этой толщи и интрузивных проявлений в ней. Тектонические несогласия обычно представлены разрывными нарушениями значительной протяжен ности.
В зоне стратиграфического несогласия присутствует как мини мум две разновозрастные толщи или комплекса. Стратиграфичес кое несогласие возникает вследствие интенсивной и обычно дли тельной эрозии более древней толщи (комплекса), на эродирован ную поверхность которой откладывалась более молодая толща. Эрозионная поверхность отвечает поверхности стратиграфического несогласия. Она является поверхностью древнего рельефа и поэто му нередко может иметь сложно-волнистую конфигурацию, хорошо видную на картах изогипс древнего рельефа и геологических раз резах. В процессе размыва нередко происходит дифференциация осадков с сепарацией тяжелых рудных минералов, и слои, непо средственно располагающиеся над поверхностью стратиграфичес кого несогласия, обладают повышенной рудоносностью (правило А. Д. Архангельского).
Угловое (структурное) несогласие устанавливается по непарал лельному, под углом, положению структурных элементов подстила ющей толщи или комплекса (слоистость, сланцеватость, метамор фическая полосчатость, контакты интрузивных тел) относительно поверхности несогласия, а также по разному стилю складчатости под поверхностью и над поверхностью несогласия. Стратиграфи ческое и угловое несогласие в большинстве случаев проявляются совместно.
Среди группы угловых несогласий особо надо выделить локаль ные или местные несогласия, которые не отражают резких пере рывов в осадконакоплении, но позволяют определить наращивание разреза. Это внутриформационные или ложные несогласия, возни кающие в сериях косослоистых пород и в зонах подводно-ополз невых явлений (см. рис. 41). К местным относятся также дисгар моничные несогласия за счет разницы в пластичности смежных стратиграфических горизонтов при образовании складок, несогла сия, устанавливаемые по выпадению отдельных горизонтов в смеж ных стратиграфических разрезах и другие.
Характер несогласия зависит от ряда обстоятельств, таких как вид деформации, площадь распространения, длительность переры ва в осадконакоплении, влияющая на морфологию эрозионной по верхности и степень выветривания горных пород, особенности стро ения базальных отложений новой толщи и др. Поэтому структуры несогласий довольно разнообразны. По отношению напластования верхнего яруса к поверхности стратиграфического несогласия мож-
68
а |
б |
в |
г |
Рис. 51. Главнейшие разновидности стратиграфических несогласий:
а — напластование пород верхнего яруса параллельно поверхности несогласия; б — субго ризонтально, непараллельно поверхности несогласия (ингрессивное залегание); в — краевое прилегание разных горизонтов верхнего яруса к поверхности несогласия; г — параллельное несогласие
но выделить четыре основных разновидности несогласий (рис. 51). Три из них (рис. 51, а, б, в) одновременно отражают и угловые несогласия, четвертое (рис. 51, г) относится к типу параллельных несогласий. Между главными разновидностями несогласий суще ствуют и переходные ситуации, выявляемые при прослеживании как по латерали, так и по разрезам. Отметим также, что в зависи мости от сложности и гетерогенности строения нижнего яруса, ха рактера складчатости в разных его частях и особенностей погре бенного рельефа все четыре разновидности несогласий могут быть приурочены к одному стратиграфическому уровню. Ниже рассмот рим несколько примеров несогласий.
На рис. 52 представлен классический случай, когда нижняя часть верхнего яруса представлена базальными конгломератами, залегающими непосредственно на поверхности стратиграфического несогласия. В вертикальном разрезе виден непосредственный кон такт (рис. 52, a) t падающий на ЮЗ под углом 50°, тогда как слан цеватость в метадиабазах нижнего яруса падает на C3Z_56°, т. е. четко фиксируется стратиграфическое и угловое несогласие.
В плане на небольшом участке (рис. 52, б) поверхность несо гласия извилиста, но резко несогласна со структурами и контакта ми между породами нижнего метаморфического яруса. Слоистость в конгломератах в большинстве случаев параллельна поверхности несогласия, но не всегда. В гальках в большом количестве пред ставлены породы из подстилающего комплекса, т. е. конгломераты являются действительно базальными не только по своему положе нию в разрезе, но и по составу галек.
В процессе составления геологической карты (рис. 52, в) выяс няется, что выше базальных конгломератов залегает свита олиго-
69