Геология / 4 курс / Структурный анализ / Казаков_Заика-Новаций

0,5

Аз. C3-33Qa_

Простирание контакта С3-300°, падение на К

	S S / * Го	+	+ +
		° o V \ ,	\J
	\ \ о £ % o	V V
			^

ч . \\'>>\\Ч\чй\\\^л\>Л\\'\\\^		О 0 о оО		<
\ W \ V	Простирание сланцеватости
		^ ооооЧ *
\\\N\X \	\хСВ-55°, падение на СЗ,
	56°		° а $ №
	200	400	600 м	% 2 0 о
	I	I	I	Ч. П /		Ь'\ ^
				0°
					о 0 оAfr'

11

	2
О о ° О о	3
о°Р £ оО
О ОО п о
< < < <	4
X X X	5
* х -х

6 = ==== 11

7E-irCirj: 12

813

914

10 ------► 15

Разрез по А-В

Рис. 52. Стратиграфически несогласное залегание верхнепротерозойской орколиканской серии на породах нижнепротерозойского метаморфического муйского комплекса (Северо-Байкальское нагорье, верховье р. Правая М ам а):

а — непосредственный контакт базальных конгломератов орколиканской серии (/) с мета­

диабазами	муйского	комплекса (2)	(разрез);	б — пограничная зона базальных конгломера­
тов орколиканской серии с породами			муйского комплекса (план): 1 — конгломераты (орко-
ликанская	серия), 2	— тоналиты, 3	— габбро,	4 — метадиабазы (муйский комплекс); в —

геологическая карта нижнего течения р. Орколикан. Верхний протерозой, осадочные породы орколиканской серии: / — алевролиты, алевролито-глинистые сланцы, 2 — олигомиктовые песчаники, 3 — конгломераты. Нижний протерозой, метаморфоризованный комплекс (муй-

ская серия); 4 — оливиновые серпентиниты, 5 — тоналиты, 6 — габбро, 7 —		эпидот-хлорито-
вые песчаники, 8 — метадиабазы, 9 — эпидот-мусковит-хлоритовые сланцы;		10 — роговооб-
манковые сланцы, И — серицитовые сланцы, 12 —	хлорит-эпидот-роговообманковые сланцы
и эпидотовые амфиболиты, 13 — предполагаемый	разрыв, 14 — плоскостные структуры,
15 — линейность

миктовых песчаников, а на ней — свита алевролитов и алевроли- то-глинистых сланцев. Разрез в целом представляет собой транс­ грессивный цикл общей мощностью 600 м. На геологической карте также обнаруживается резкое угловое несогласие. Верхний ярус вытянут полосой широтного простирания шириной немногим более 1 км. Отложение осадков, вероятно, происходило в западине релье­ фа, очерчивающей узкий залив. Общие особенности соответствуют типу несогласия, отраженному на рис. 51, б. Кроме того, в запад-

70

ном направлении горизонт базальных конгломератов выклинива­ ется и на поверхности несогласия непосредственно залегает свита олигомиктовых песчаников, т. е. обнаруживаются особенности крае­ вого или несогласного прилегания (тип рис. 51, в).

Орколиканская серия по комплексу микрофоссилий и регио­ нальным сопоставлениям может быть отнесена к верхнему рифею (700—800 млн. лет). Возраст подстилающего муйского комплекса не менее 2000 млн. лет. Таким образом, эрозионный перерыв состав­ ляет для данной территории более миллиарда лет.

На рис. 53 изображена ситуация, наиболее близкая к типу рис. 51, а. Базальный горизонт верхнего яруса в данном эрозион­ ном разрезе представлен кварцитами нижнего кембрия, выше ко­ торых в ядерной части длинной синклинали залегает горизонт хлоритоидных сланцев. Поверхность стратиграфического несогласия слабо волнистая и только в одном месте образует выступ в поле гранито-гнейсов нижнего яруса. Наклон поверхности стратиграфи­ ческого несогласия —25°...—35°. В кварцитах непосредственно у поверхности несогласия обнаружен «аркозовый контакт» — остат­ ки дресвы разрушавшихся нижнеархейских гнейсо-гранитов. По­ верхность стратиграфического несогласия резко пересекает слан­ цеватость, оконтуривающую в нижнеархейском ярусе кольцевую структуру.

С северо-запада к горизонту кварцитов примыкает песчано-кон- гломератовая толща. Слоистость этой толщи падает под кварцитовый горизонт. Еще ниже по разрезу обнажается песчано-алеври- товая толща. Обе эти толщи где-то внизу контактируют непосред­ ственно с нижнеархейскими гнейсо-гранитами (см. разрез, рис. 53), т. е. обнаруживают особенности несогласия с краевым прилегани­ ем, как это отражено на рис. 51, в. Последовательность осадкона­ копления — регрессивного типа.

Все толщи и горизонты верхнего яруса смяты в пологие линей­ ные складки северо-восточного простирания с осевыми плоскостя­ ми, субпараллельными поверхности несогласия. Таким образом, выявляется угловое несогласие как по непосредственному пересе­ чению поверхности несогласия древней нижнеархейской структуры, так и по разному стилю складчатости в верхнем и нижнем ярусах.

Рассмотрим далее одно из несогласий локального уровня, ка­ ким является несогласие между меловыми известняками и подсти­ лающими образованиями юрского и триасового возраста в Крым­ ском предгорье. К югу от Симферополя ядро Качинского антиклинория сложено аргиллитами, содержащими весьма различные по размерам отдельные глыбы, скопления глыб и сохранившие целост­ ность горизонты известняков, конгломератов, вулканитов, заметно выступающие в силу своей твердости над средним уровнем поверх­ ности денудации предмелового возраста. Залегание перечисленных пород обычно крутое до вертикального, в связи с чем угол несогла­ сия с полого залегающими слоями меловых пород также близок к 90°. Кроющие базальные слои нижнего мела приспосабливались в своем залегании к неровной поверхности несогласия, прислоняясь

71

Разрез по А-В

СЗ1И 2ШШ3ЕЗ4tZ>Е26(5237

lxx i81“$ I9I— |ю14 I1

Рис. 53. Стратиграфическое и структурное несогласие в докембрийских породах (Северо-Байкальское нагорье, междуречье рек Большой Чуй и Витима):

Нижний кембрий: 1 — диабазы, 2 — горизонт хлоритоидных сланцев, 3 — глауконитовые кварциты; рифей: 4 — песчано-конгломератовая толща, 5 — алевритовые сланцы, 6 — пе­ реслаивание песчаников и алевритовых сланцев; нижний архей: 7 — гранитогнейсы; струк­ турные элементы: 8 — антиклинальные и синклинальные складки, 9 — слоистость в рифейских и кембрийских породах, 10 — поверхность стратиграфического и структурного не­ согласия, 11 — кристаллизационная сланцеватость в гранито-гнейсах

к относительно крупным выступам и облекая низкие. При этом в составе базальных слоев присутствуют слабо окатанные валуны и гравий твердых пород ложа, а нижнемеловые известняки по тре-

72

г т т5 т,

6

Рис. 54. Несогласное залегание нижнемеловых отложений на эскиординском микстите в районе с. Петропавловки (Крымское предгорье к югу от Симферополя; вертикальный масштаб увеличен):

1 — верхний палеозой, олистолиты известняков, кварцитов, песчаников, конгломератов; 2 — верхний триас, аргиллиты; тектонолиты; 3—4 — нижняя юра, песчаники, конгломераты (5). известняки (4); 5—6 — средняя юра, туфы (5), лавы (5); 7—8 — нижний мел, известняки (7), глины (8)

щинам проникают внутрь его в виде нептунических даек. Рисунок 54 составлен по нескольким близко расположенным обнажениям и хорошо иллюстрирует рассмотренные соотношения.

На рис. 55 представлен один из редких случаев в высокометаморфизованных раннедокембрийских породах — стратиграфичес­ кое несогласие без углового несогласия типа изображенного на рис. 51, г. Нижний ярус сложен гнейсо-гранитами и мигматитами чуйской толщи архейского возраста, а верхний ярус — нижнепро­ терозойскими стратифицированными отложениями мамской толщи. Поверхность стратиграфического несогласия проходит по нижнему контакту кварцито-гнейсовой свиты и устанавливается на основа­ нии общегеологических соотношений докембрийских образований в данном регионе. Текстуры размыва в подошве базального гори­ зонта не сохранились, так как мамская толща после отложения осадков подверглась в данном районе региональному метаморфиз­ му на уровне высокотемпературной ступени амфиболитовой фации. Выветривание и отслоение разрушающихся архейских пород, ве­ роятно, происходило субпараллельно сланцеватости и полосчато­ сти, что и определило поверхность стратиграфического несогласия как субпараллельную текстурам пород нижнего яруса. Отсутствие углового несогласия дополняется тем, что слоистость верхнего яру­ са также параллельна поверхности несогласия. В целом все струк­ турные элементы (сланцеватость пород нижнего яруса, слоистость пород верхнего яруса и поверхность несогласия) при северо-восточ­ ном простирании падают на ЮВ под средними углами. В удалении от зоны несогласия характер складчатости в обоих ярусах раз­ личен.

Особое значение имеют региональные несогласия, выявленные при анализе мелкомасштабных карт и фациальных изменений в

73

Рис. 55. Стратиграфическое несогласие без структурного (углового) несогласия в докембрийских породах (Северо-Байкальское нагорье, бассейн среднего течения р. Большой Чуй; по Ю. М. Соколову, 1959):

нижний протерозой (мамская толща): 1 —		свита	известково-селикатных пород, 2 — ди-
стеновая свита,	3 — горизонт ставролитовых	сланцев,	4 — кварцито-гнейсовая свита;	ниж­
ний архей: 5 —	гранито-гнейсы и мигматиты,	6 — слоистость в нижнепротерозойских		поро­

дах, 7 — поверхность стратиграфического несогласия, 8 — кристаллизационная сланцева­ тость в гранито-гнейсах и мигматитах

пространстве кроющей толщи. При малом угле регионального «географического» несогласия (менее 1°) соотношение несогласно залегающих толщ определяется правилом: кроющая толща залега­ ет так, что создается впечатление контакта, секущего разные стра­ тиграфические уровни подстилающего комплекса (рис. 56). При этом следует также учитывать известные закономерные фациальные последовательности литологического разреза, определяемые как трансгрессивное или регрессивное залегания. В первом случае в разрезе (по вертикали) и в направлении от границ несогласия (по горизонтали) фации изменяются от прибрежных к удаленным от берега (открытое море), а литологически от грубообломочных к глинам и известнякам. Обратная, регрессивная последователь­ ность сохраняется в толщах осадочных пород гораздо реже в силу эрозии осушающихся морских осадков и отсутствия источников грубообломочного материала, поскольку море оставляет после себя равнину, аккумулятивную или (реже) абразионную.

Тектоническая деформация структуры несогласия вызывает на­ клон кроющего комплекса и соответственно азимутальное несогла­ сие между ним и подстилающим комплексом в плане. На рис. 56 показано географическое и азимутальное несогласие между палео­ зойскими (кембрий — карбон) и среднеюрскими отложениями. Ба-

74

зальные слои юры представлены терригенными породами — песчаниками и алев­ ролитами, местами псефитами. Средняя юра простирается в общем в северо-за-/| падном направлении, герцинские и кале- \ донские структуры (S—D\ и D2—С) субмеридиональны, каледониды Полесья имеют северо-восточную ориентировку.

Региональные несогласия всегда фик­ сируют важнейшие историко-геологичес­ кие рубежи. В палеозойских отложениях Европейской платформы выявлен ряд крупных региональных несогласий: меж­ ду средним девоном и силуром-кембрием (большой перерыв), между карбоном и верхним девоном, между верхней и ниж­ ней пермью. Существуют рубежи, разде­ ляющие крупные геотектонические цик­ лы. Например, региональное несогласие между палеозоем и мезозоем внутри оса­ дочного чехла Европейской платформы одновременно являются отражением гло­ бальных движений герцинского цикла, регрессии эпиконтинентальных морей и осушения обширнейших территорий, по­ следующих опусканий и трансгрессии мо­ ря нового альпийского геотектонического цикла.

Контрольные	вопросы,		задания. 1. Назовите
формы и укажите	причины		образования экзотекто­		Рис. 56. Схематическая гео­
нических дислокаций. 2. Объясните структурный					логическая карта западной
парагенезис гляциодислокаций на примере Канев­					части Волыно-Подолья со
ских дислокаций. 3.		Определите различия экзо-			снятым покровом отложений
и эндогенных	микститов		на	примере Горного	моложе средней юры
Крыма. 4. Произведите классификацию регио­
нальных и локальных		структур		несогласий.

Глава 6. ЭНДОГЕННЫЕ ТЕКТОНОКЛАСТИЧЕСКИЕ ОБРАЗОВАНИЯ

В эту категорию включаются структуры, породы и их комплек­ сы, образовавшиеся в результате тектонического дробления, разлинзования, рассланцевания и истирания в эндогенных условиях. Само слово «тектонокластические» означает обломочные образо­ вания, возникшие под воздействием тектонических сил.

75.

6.1. Тектонокластические образования

Тектонокластические образования разделяются на две группы. Первую группу составляют породы, в составе которых главное значение имеют тектонические обломки, т. е. части пород, которые полностью потеряли связь с материнской и окружающей породами. Во вторую группу включаются породы с тектоническими фрагмен­ тами, под которыми понимаются части пород, не потерявшие пол­ ностью связи со смежными породами, но частично перемещенные.

В первую группу в порядке уменьшения размеров тектоничес­ ких обломков включаются: тектонический м еланж — ^тектоничес­ кие брекчии— >- катаклазиты, милониты— ^ультрамилониты, псевдотахилиты (тектониты плавления).

Вторая группа — тектонический меланж. Под этим термином обозначаются комплексы пород с хаотическими перемешанными обломками, возникающие в результате тектонического дробления в эндогенных условиях (эндогенный меланж). Комплексы тектони­ ческого меланжа достигают мощности 1,5—2 км и протягиваются на большие расстояния. Морфологически породы тектонического меланжа очень сходны с породами осадочного меланжа, относяще­ гося к группе экзотектонических дислокаций. Вместе с тем, посколь­ ку меланж образуется в разных условиях, то они имеют и опреде­ ленные черты отличия, которые обобщены в табл. 4.

4. Наиболее четкие признаки	отличия тектонического и осадочного меланжей
Признаки	Тектонический меланж	Осадочный меланж

Гравитационные обру­ шения Структуры оползания и

осадочные горизонты

Обломки пород, по воз­ расту более молодые, чем вмещающая их мас­ са

Характер цемента до его деформации

Характер нижнего кон­ такта меланжа

Синхронные складчатые структуры

Синхронная сланцева тость

Отсутствуют			Характерны
Отсутствуют			Составляют	неотъемлемую
			часть меланжа
Могут присутствовать			Отсутствуют
Цемент до его дефор­			Цемент несет в себе следы
мации представлен кон­			неконсолидированного
солидированными		по­	осадка
родами
Тектонический контакт			Может быть нормальным
			стратиграфическим контак­
			том
Интенсивно	развиты		Складчатые	структуры ред­
складчатые структуры			ки (кроме	структур опол­
			зания)
Во многих случаях		ин­	Встречается спорадически
тенсивно развита

76

Черты отличия хорошо проявляются в меланжах «чистой ли­ нии». Наряду с такими меланжами существуют меланжи сложного (смешанного) генезиса, которые несут в себе смешанные признаки. Примером могут быть некоторые офиолитовые меланжи, представ­ ляющие собой смесь тектонически дробленного офиолитового ма­ териала, олистостром экзотических пород и осадков океанического происхождения. Смешанный меланж может образоваться также при наложении одного процесса меланжа на другой.

Как и осадочный меланж, тектонический меланж сложен об­ ломками и цементом (матрицей). Размер обломков составляет не­ прерывный ряд — от гигантских (в сотни метров и более) до мик­ роскопических. В последнем случае породы напоминают тектониче­ ские брекчии, катаклазиты и милониты. В отличие от этих пород тектонический меланж содержит блоки большого размера, харак­ теризуется общей беспорядочностью структуры, присутствием (в ряде случаев) кластической «смазки», облекающей обломки жест­ ких пород.

Вцелом, несмотря на встречающийся гигантский размер облом­ ков, текстура тектонического меланжа может быть обозначена как тектоно-кластическая.

Вотличие от осадочного меланжа цемент тектонического ме­ ланжа часто рассланцован. При тектонических подвижках цемент преобразуется из массивного в сланцеватый. Эти преобразования осуществляются посредством пластического течения, т. е. течения без изменения сплошности породы за счет скольжений внутри зе­ рен и между зернами минералов или обломков. В соответствии с этим можно выделить два типа тектонокластических текстур тек­ тонического меланжа: ориентированные текстуры (сланцеватый цемент) и неориентированные текстуры (несланцеватый цемент). Степень ориентированности текстуры зависит от состава цемента. Наиболее податливыми цементами являются серпентинитовый, алевритовый или глинистый. Чем больше этих пластических мате­ риалов в цементе, тем больше в нем проявляется плоско-параллель­ ная ориентировка. По составу цемента выделяют типы тектоничес­

кого меланжа. Наиболее известны серпентинитовый, серпентинито- во-терригенный, терригенный, аргиллитовый меланжи. Цветным меланжем называют комплексы, сложенные разнородно окрашен­ ными блоками и обломками в таком же пестром цементе (это преимущественно серпентинитовый или флишево-серпентинитовый меланж).

Тектонический меланж образуется между двумя сегментами коры, движущимися навстречу друг другу, или по тектонической между ними поверхности (что то же самое в динамическом отно­ шении) при движении одного сегмента по неподвижному другому. Такая ситуация давно известна в динамике как «пара сил». В зоне трения между сегментами происходит тектоническая перестройка. Преобразование зависит от степени жесткости пород. Очень жест­ кие породы откалываются в виде глыб, мягкие породы составляют цемент, а пласты с промежуточной степенью жесткости сминаются

77

Рис. 57. Характер дислокаций в	зоне тектонического меланжа. Частный разрез
в одном из участков албанского	сектора Динарид (по	И.	И. Белостоцкому,
1978):
1 — конгломераты, 2 — песчаники, 3	— раздробленные аргиллиты	(с	песчаным и частью

галечным материалом), 4 — смешанные мореноподобные породы

складчато. Складчатые деформации особенно интенсивны в тех. участках, где пласты с промежуточной степенью жесткости заклю ­ чены в пластичной матрице.

При образовании зон тектонического меланжа затрачивается колоссальная механическая энергия, которая вызывает чрезвычай­ но большие (разрушительные) тектонические напряжения. Кроме дробления приграничных частей сегментов, возникает комплекс складок с особой морфологией, нехарактерной для областей клас­ сической складчатости. Деформации отдельных пластов очень при­ чудливы, нередки замысловатые несогласованные складки и спи­ ральные свертки. Некоторые формы складчатых структур изобра­ жены на рис. 57 и 58.

Пласты конгломератов, наиболее жестких пород данного раз­ реза (рис. 57), разрываются, мнутся и изгибаются в складки и формы сложной конфигурации. Каждый фрагмент деформируется изолированно и независимо от деформации соседних фрагментов. Какая-либо конформность границ смятых пластов отсутствует. Об­ разовавшееся тектоническое месиво имеет в целом тектонокластическое строение.

На рис. 58, а показаны более упорядоченные S -образные фор­ мы — запрокинутые и лежачие. Части меланжевой толщи разде-

78

Рис. 58. Дислокация в зонах тектонического меланжа Украинских Карпат:

а	— разрез	по	левому борту р. Тиссы ниже ст. Былин, пунктир — тектонические контакты;
6	— разрез	в	борту руч.	Вильшоватого близ	г. Рахова; 1	— сланцы, 2 —	песчаники, 3 —
тектонический			контакт, 4	— трещиноватость,	параллельная	тектоническому	контакту

лены на тектонические блоки. У контактов блоков — дробление, сильное смятие и дисгармоничность структур.

Рис. 58, б отражает особенности деформаций вблизи нижнего тектонического контакта меланжевой зоны небольшой мощности. Пласт песчаника смят в складку сложной конфигурации, разорван при этом и протыкает сланцеватость вмещающих сланцев. П арал­ лельно тектоническому контакту развилась новая трещиноватость.

Особенности складчатости меланжевых зон характеризуют вооб­ ще складчатость зон разломов.

6.2. Тектонические брекчии

Из четырех известных генетических типов брекчий — осадочных, магматических, импактных и тектонических — в данной группе образований рассматриваются только последние. Тектонические брекчии (рис. 59) образуются непосредственно в зонах разрывных нарушений и содержат тектонические обломки пород, в которых проходит разрывное нарушение. Обломки заключены в мелко- и тонкозернистой матрице, состоящей преимущественно из тех же пород. Размер обломков редко превышает первые метры, обычно в пределах нескольких дециметров. Текстура матрицы может быть как сланцеватой, так и несланцеватой.

Тектонические брекчии обычно входят в состав зон тектоничес­ кого меланжа, а при очень малых размерах обломков (микробрек­ чии) могут быть связаны с катаклазитами.

Для тектонических брекчий характерны угловатые обломки, но это не единственная их форма. Часто встречаются обломки со сгла­ женными углами, хотя в очень редких случаях достигается та сте­ пень округленности, которая характерна для галек конгломератов.

Магматические брекчии отличаются от тектонических брекчий прежде всего особым магматическим составом и структурой облом­ ков и матрицы (например, вулканические брекчии, комбинирован­ ные брекчии и др.)* В них также могут присутствовать обломки

79