Геология / 4 курс / Структурный анализ / Казаков_Заика-Новаций

Узор асимметричной складки на крыльях материнской струк­ туры— зеркально-отраженный (рассматриваем стандартное попе­ речное сечение) (рис. 75, б). Принято, что если длинное крыло асимметричной складки перегибается на короткое крыло по ходу часовой стрелки (вправо, см. левое крыло складки, рис. 75, б), то узор «правый», если же перегибается в направлении против хода часовой стрелки (влево, см. правое крыло складки, рис. 75, б), то узор «левый». Это правило применимо для складок с наклонными и вертикальными шарнирами. Наблюдатель должен смотреть при этом по падению шарнира. У складок с горизонтальными или ундулирующими шарнирами понятие о правом и левом рисунках теряет смысл, так как с изменением направления наблюдения рисунки од­ них и тех же складок будут меняться (представим себе, что мы стоим в каньоне, который пересекает складку с горизонтальным шарниром; в одном и том же крыле складки на одной стороне каньона будет правый рисунок, на другой — левый). В таком слу­ чае необходимо указывать направление изгиба относительно сто­ рон света.

На геологическую карту необходимо наносить соответственны­ ми значками правый или левый узоры асимметричных складок (та­ кими, как они представляются в горизонтальном сечении). Грани­ ца между площадями с разными типами узоров будет соответство­ вать следу осевой плоскости крупной структуры.

Трение по плоскостям течения — скольжения распределяется не­ равномерно (вследствие неровностей самих плоскостей), поэтому асимметричные дополнительные складки по природе своей дисгар­ моничны (рис. 75, г). Они могут встречаться изолированно или об­ разуют непрерывные гирлянды, в которых к длинному крылу с обеих сторон примыкают короткие крылья.

Геометрически можно представить две возможности зеркаль­ но-отраженного узора асимметричных складок. В первом случае длинные крылья складочек как бы набегают к перегибу материн­ ской складки — узор «нормальных складок волочения» (рис. 75, б). В складчато-смятых осадочных и метаморфических породах гео­ лог имеет дело с таким узором. Во втором случае длинные крылья складочек как бы разбегаются от перегиба материнской складки. Этот узор получил название «обратных складок волочения» или «складок течения» (рис. 75, в). Он был выявлен на краях интру­ зивных и соляных куполов.

Абсолютно преобладающим является узор «нормальных скла­ док волочения». Особенности этого асимметричного узора можно использовать для определения пространственного положения пере­ гибов и осевых плоскостей более крупных структур. Так, если встать в направлении падения шарниров складок, то при левом узоре сле­ ва будут располагаться перегиб и осевая плоскость материнской антиклинали, а справа — материнской синклинали (рис. 75, д). Если же узор правый, то, наоборот, слева будет синклиналь, а спра­ ва — антиклиналь.

В комплексах, деформированных простой одноактной складча­

100

тостью, по узору асимметричных складок можно определять зале­ гание пластов — нормальное или опрокинутое. Определение осно­ вано на том правиле, что верхний пласт скользит по нижнему в направлении замка антиклинали. Само же направление скольже­ ний определяется по асимметрии узора (рис. 75, е). Так, часть пласта в положении 1 находится в опрокинутом залегании, в по­ ложении 2 — нормальное залегание, в положении 3 — снова опро­ кинутое залегание.

В комплексах, испытавших не одну складчатую деформацию к которым относятся, например, все метаморфические комплексы, определение характера залегания по узору асимметричных складок рискованно. Это связано с рядом осложнений. Возможны, напри­ мер, случаи повторного опрокидывания складок, и тогда антикли­ наль, определяемая по литологическим признакам, предстает по особенностям узора асимметричных складок как синклиналь (рис. 75, ж) и наоборот. Ранние изоклинальные складки, обычные в метаморфических комплексах, могут быть в следующий этап де­ формаций изогнуты в асимметричные складки (рис. 75, з) и, если не видны перегибы изоклинальных складок, то пачка может быть

ошибочно принята за	пачку с последовательным	напластованием.
С и м м е т р и ч н ы е д о п о л н и т е л ь н ы е с к л а д к и з о н ы
п е р е г и б а б о л е е	к р у п н о й с т р у к т у р ы .	Проявление этих

складок зависит от внутренне-напряженного состояния ее материн­ ской структуры. Теоретически при «чистом» изгибе пластов такие складки должны проявляться редко — только в ядерной части плас­ та и отсутствовать в замке материнской структуры. Реальные складки такого типа встречаются в природе, но значительно чаще в материнских структурах симметричные дополнительные складки занимают всю зону перегиба и ассоциируют с асимметричными до­ полнительными складками на крыльях (рис. 75, а).

Точки, где встречены симметричные складки, надо отмечать при составлении геологической карты или плана особым значком, так как они могут указать на зону перегиба крупной складчатой струк­ туры.

З е р к а л о с к л а д о к . Для того, чтобы дать обобщенную ха­ рактеристику складчатым структурам различных порядков, было введено понятие о зеркале складок, которым считается поверхность, проходящая в пространстве через точки наибольшего перегиба слоя в одновременно возникших одноименных структурах одного поряд­ ка. Такими поверхностями могут быть касательная к замкам анти­ клиналей о— о (рис. 76, а), касательная к замкам синклиналей 5— 5 или же касательная к ядрам этих структур. Все они проходят через точки наибольшего перегиба слоя и параллельны друг другу. Параллельна этим поверхностям и медианная поверхность т —т г но ее физическая сущность диаметрально противоположна. Она представляет собой поверхность, проходящую через точки нулево­ го перегиба слоя в одновременно возникших структурах одного по­ рядка. Имея в виду это свойство медианной поверхности, мы можем говорить, что она отвечает положению слоя до его деформации в

101

Рис. 76. Зеркало складок

складки данного порядка. В общем геометрическом плане мы мо­ жем также сказать, что зеркало складок параллельно положению слоя до его складчатой деформации. Последняя особенность зер­ кала складок имеет исключительно важное значение для структур­ ной геологии.

Из рис. 76, а, б видно, что положение зеркала складок сущест­ венно отличается от положения деформированной слоистости на крыльях индивидуальных складок. Чем меньше разница в длине крыльев асимметричной складки, т. е. чем они ближе к симметрич­ ным, тем больше угол между зеркалом складок и слоистостью на крыльях индивидуальных складок. Если складчатость изоклиналь­ ная и симметричная, то угол между зеркалом и слоистостью равен 90°. Залегание слоистости в индивидуальном обнажении может быть при этих условиях перпендикулярным истинному залеганию пачки.

Отсюда следует первый вывод: в интенсивно смятых породах залегание слоистости в индивидуальном обнажении не отражает залегание пачки слоев в целом.

Так как при деформации образуются складки нескольких по­ рядков, то для каждого из них можно выделить свое зеркало скла­ док (рис. 76, в). Чем крупнее складки, тем зеркало складок все более приближается к прямолинейному. В крупные складки сми­ наются пласты большой мощности, а их зеркало наиболее близко к додеформационному положению слоистости. Поэтому можно сде­ лать второй вывод: залегание пачки в целом отражается зеркалом наиболее крупных складок.

102

Работа по выявлению зеркала складок, к сожалению, связана с рядом трудностей, обусловленных, прежде всего, небольшим раз^ мером естественных обнажений. Даже две сопряженные складки не часто видны совместно. Ниже мы укажем некоторые приемы определения зеркала складок и работы с ним в этих обычных уело» виях.

Если в обнажении наблюдаются две или несколько сопряжен­ ных складок, типа изображенных на рис. 76, а, б, то необходимо замерить азимут падения касательной линии к замкам в любом

сечении складок,	как это удобно на месте. Положение плоскости
в пространстве	определяется двумя линиями, лежащими в этой

плоскости. Одну мы уже получили. Другой линией будет среднее положение шарнира складок. Положение плоскости, которой в рас­ сматриваемом примере является зеркало складок, можно вычис­ лить на стереографической сетке в соответствии с задачей построе­ ния плоскости по двум линиям или непосредственно на обнажении. В последнем случае нужно приложить к обнажению заранее под­ готовленную дощечку или картон так, чтобы касательная и шарнир находились в одной плоскости и определить ее простирание и па­ дение. Простирание зеркала складок будет совпадать с их шар­ нирами только тогда, когда они горизонтальны. Во всех остальных случаях их элементы залегания будут отличаться. Необходимо от­ метить в дневнике ширину складок, длину крыльев, угол между зеркалом и осевыми плоскостями складок, а также мощность плас­ тов, чтобы потом можно было определить порядок выявленного зеркала.

Особое внимание следует обратить на угол между зеркалом складок и их осевыми плоскостями, по которому можно определить примерное положение обнажения в более крупной структуре, оконтуриваемой данным зеркалом складок. В медианной зоне крыла (1, рис. 76, г) этот угол имеет некоторое минимальное значение. При перемещении по крылу в направлении перегиба структуры угол увеличивается и в самом перегибе становится равным 90° (2У рис. 76, г). При этом степень асимметрии складок постепенно сни­ жается и в перегибе они представлены уже симметричными фор­ мами.

По углу между зеркалом складок и их осевыми плоскостями можно также определить на каком крыле структуры — нормальном или подвернутом — находится исследуемое обнажение. Здесь ис­ пользуется давно известный способ определения залегания по со­ отношению слоистости, к которой в данном случае мы приравни­ ваем зеркало складок, и кливажа, графическим аналогом которого мы принимаем осевые плоскости складок. Если осевые плоскости

складок падают	круче, чем их зеркало, то обнажение находится
на нормальном	крыле структуры (положение 1, рис. 76, г). Если

же зеркало падает круче, чем осевые плоскости складок, то обна­ жение расположено на подвернутом крыле структуры ^положе­ ние 5).

103

Рис. 77. Пространственные и временные сооотношения мелких складок и крупной структуры:

стрелки — шарниры мелких складок, пунктир — осевая плоскость крупной структуры; а, б — мелкие складки и крупная структура одновременны, в — мелкие складки образовались рань­ ше крупной структуры, г — мелкие складки образовались позже крупной структуры

При значительном количестве измерений величина угла с соот­ ветствующим знаком (положительным для нормальных крыльев и отрицательным для подвернутых крыльев) наносится на карту. Про­ веденные затем изолинии оконтурят структуру, выявляемую по зер­ калу складок.

Определение зеркала складок по разрезам карты принципиаль­ но возможно, но не будет отличаться большой точностью, так как гипсометрический уровень подошвы или кровли пласта в перегибе складки при построении разреза определяется очень условно..А при малых углах падения зеркала даже небольшие ошибки могут при­ вести к существенному изменению его залегания.

П р о с т р а н с т в е н н ы е и в р е м е н н ы е в з а и м о о т н о ­ ш е н и я г л а в н ы х и д о п о л н и т е л ь н ы х с т р у к т у р н ы х ф о р м . Геологически очень важно установить — синхронно или не синхронно образовались главные и дополнительные складки. Такая возможность выявляется при сравнении ориентировки шарниров дополнительных складок с ориентировкой шарнира и осевой плос­ кости главной структуры.

При одновременном образовании возможны два варианта ориен­ тировки: 1) шарниры дополнительных складок лежат в осевой плос­ кости главной структуры и совпадают с ее шарниром (рис. 77, а); 2) шарниры дополнительных складок располагаются симметрич­

ным веером относительно осевой плоскости главной	структуры
(рис. 77, б).
При разновременном образовании различаются два	варианта:

мелкие складки возникли до или после образования главной струк­ туры. Если мелкие складки возникли до образования крупной структуры и были между собой параллельны, то при последующем изгибе они теряют параллельность, но сохраняют угол относитель­ но слоистости или другой деформируемой плоскостной текстуры (рис. 77, в). При более позднем возникновении мелких складок от­ носительно крупной структуры их шарниры взаимно параллельны, но ориентированы косо относительно осевой плоскости крупной структуры (рис. 77, г).

Различные пространственные и временные соотношения круп­ ных и мелких структурных форм вносят значительные осложнения

104

в укоренившееся в структурной геологии правило, что как будто бы элементы залегания материнской структуры могут быть опре­ делены по залеганию мелких дочерних форм. Конкретно, предпола­ галось, что шарниры мелких складок совпадают с шарниром глав­ ной структуры и что поэтому по их ориентировке может быть опре­ делен главный шарнир.

Этот вывод не может сейчас быть признан имеющим универсаль­ ное значение хотя бы потому, что в ряде случаев шарниры одно­ временно образованных мелких складок между собой не параллель­ ны. Не вдаваясь в обсуждение другой аргументации, мы акценти­ руем внимание на одной существенной методической особенности: ориентировку шарниров мелких складок можно определить непо­ средственно на обнажении, а для шарнира крупной структуры та­ кое прямое определение невозможно. Его можно вычислить только графически на основании измерений залеганий слоистости или де­ формированной сланцеватости в конкретных обнажениях. На сте­ реографической сетке шарнир складчатой структуры цилиндричес­ кого сечения определится как полюс пояса, в котором концен­ трируются полюса индивидуальных залеганий слоистости или деформированной сланцеватости. Несмотря на то, что этот метод имеет ограничение в применении к изоклинальным складкам, он: является в настоящее время самым точным методом определения шарнира главной структуры. Таким образом, определение шарнира главной структуры может быть сделано совершенно независимо от ориентировки мелких складок.

7.5. Напряженное состояние складок и синхронный структурный или

структурно-метаморфический парагенезис

Современная геология стремится рассматривать различные гео­ логические процессы в их тесной взаимосвязи. Для расшифровки геологической истории какого-либо комплекса необходимо выявить хронологические соотношения этапов складчатости, метаморфизма и магматизма. Признаки разновозрастности этапов этих процессов будут рассмотрены в последующих главах. Здесь же мы остано­ вимся на случаях синхронного образования складок и материально выраженных структурных элементов. Такое соотношение является одним из главных критериев возрастной корреляции метаморфи­ ческих и складчатых процессов, синхронизации магматизма и де­ формаций.

Синхронный структурный и структурно-метаморфический пара­ генезис. Наиболее точной и всеобъемлющей основой синхрониза­ ции деформаций различного масштаба между собой, основой воз­ растной корреляции метаморфических и складчатых процессов, синхронизации магматизма и деформаций является комплекс эле­ ментов структурного или структурно-метаморфического парагене­ зиса. Это комплекс различных материально выраженных структур­ ных элементов, образовавшихся одновременно с данной складкой.

105

В него входят крупная индивидуальная складка и образовавшиеся совместно с ней, а потому и закономерно в ней расположенные структурные элементы:

1)дополнительные складки на крыльях и в перегибе структуры

сопределенной ориентировкой осевых плоскостей и шарниров;

2)кливаж и сланцеватость;

3)линейность различных типов (минеральная, агрегатная, ли­

нейность фрагментов, псевдогалек, бороздчатость, ребристость

идр.);

4)элементы, переходные от линейности к складкам (гофри­ ровка) ;

5)будины в их плоскостной и линейной ориентировке;

6)жилы и линзы интрузивных пород и кварца;

7)аналогичные формы ультраметаморфических образований (лейкосома мигматитов);

8)ориентированные микроструктуры в оптической ориентиров­ ке и в ориентировке по форме зерен;

9)минерализованные и неминерализованные разрывы и тре­

щины.

Вреальных складчатых структурах редко встречается весь ком­ плекс структурных элементов, но всегда какие-то плоскостные или линейные элементы могут быть обнаружены. Очень важно, что в состав структурного парагенезиса входят сланцеватость, минераль­ ная линейность и другие элементы с минерализацией, которые от­ мечают собой синхронный метаморфизм, а также жилы и линзы интрузивных пород, являющиеся продуктами синхронного магма­ тизма.

Все эти элементы при одновременном образовании со складкой располагаются в ней совершенно закономерно. Их расположение в теле складки определяется потенциальными плоскостными и ли­ нейными направлениями, ориентировка которых в различных час­ тях смятого слоя связана с особенностями его напряженного со­ стояния.

Напряженное состояние. При действии внешних сил, односто­ ронне направленных (а именно такие силы вызывают образование складок), в каждом элементарном кубике деформируемого пласта возникает напряженное состояние. Его характеристикой являются величина и ориентировка трех главных нормальных осей напря­ жения: максимальное главное напряжение (о\) или атах, среднее главное напряжение (аг) и минимальное главное напряжение (аз) или amin (рис. 78, а). В индексации максимального и минимально­ го главных напряжений не установлено строгого однообразия. Не­ редко d обозначается как аз и наоборот. Предпочтительнее обозна­ чения атах и aminКаждая главная ось составлена двумя равными и противоположно направленными напряжениями. Если силы на­ правлены навстречу друг другу, то напряжения сжимающие, если направлены в противоположные стороны, то растягивающие.

Кроме условия a i > a 2> a 3, возможны еще ai = a2> a 3 и a i > a 2= = аз — двуосные растягивающий и сжимающий стрессы. Величина

106

в б

Рис. 78. Взаиморасположение главных нормальных и максимальных скалываю­ щих напряжений в элементарном деформируемом объеме

01—аз является алгебраической разностью напряжения, которая может рассматриваться как фактор, обуславливающий деформа­ цию в данной точке.

По всем другим направлениям, кроме главных нормальных на­ пряжений оь 02 и 0з, будут действовать скалывающие напряжения. Поверхности максимальных скалывающих напряжений тшах ориен­ тированы под углом в 45° к 01 и 03, линия пересечения плоскостей Ттах параллельная 02 (см. рис. 78, а).

В тектоническом анализе поверхности максимальных скалыва­ ющих напряжений тшах принимаются как плоскости. В действитель­ ности, как показали исследования А. Н. Ставрогина (1969, 1979), в зоне этих поверхностей происходят сколы по двум направлени­ ям — параллельно 0тах и под углом к ней более 45° (рис. 78, б). В целом зона ттах трассируется на субмикроскопическом уровне ломаной линией, а плоскость тшах является касательной к ее изги­ бам. Это обстоятельство имеет значение для специальных исследо­ ваний, но при тектоническом анализе достаточно принимать поверх­

ности Т т а х как П Л О С К О С Т И .

Эксперименты и исследования природных складок показали, что образование всего комплекса синхронных структурных элемен­ тов (кливаж, сланцеватость, синхронная минеральная линейность и др.) контролируется поверхностями 0 3 ( 0 m i n ) , которые обычно вы­ ражают поверхности растяжения, и поверхностями максимальных скалывающих напряжений ттах. Из последних при образовании складок активна только одна, которая является поверхностью сколь­ жения или пластического течения.

107

В последние десятилетия проведены большие эксперименталь­ ные работы по выяснению внутренне-напряженного состояния ма­ териалов различной формы и строения. Экспериментальные воз­ можности позволяют произвести исследования так, чтобы особен­ ности напряженного состояния можно было изобразить на чертеже, обозначив траектории оi и 03, а по необходимости и т Шах, в разрезе, перпендикулярном аг. На рис. 78, в показаны траектории amax(ai), amin (аз) и аШах в брусе, имеющем упор и подвергнутом воздействию силы Р. Такая методика была перенесена и в область складчатых деформаций.

Типы складок по внутренне-напряженному состоянию. Из всего разнообразия складчатых форм, встречающихся в природе и полу­ ченного в экспериментах, наибольшее значение имеют складки про­ дольного изгиба (т. е. когда действующая сила первоначально была приложена параллельно напластованию), а для метаморфи­ ческих комплексов также складки ламинарного течения. По осо­ бенностям внутренне напряженного состояния в группе складок

изгиба	мы выделили три типа — I, II, III, складки ламинарного
течения будем рассматривать как тип IV.
Т и п I — с к л а д к и и з г и б а п р и о т с у т с т в и и д е ф о р ­
м а ц и й	в з а м к е и я д р е . При образовании этих складок зона

осевой плоскости является как бы зафиксированной, лишенной до­ полнительных напряжений, вызванных сжатием, и все деформации сосредоточены на крыльях. Можно выделить три разновидности складок этого типа:

1. Концентрические складки (рис. 79, а). Деформация пласта осуществляется посредством упругого изгиба, как если бы сминали пластину резины. Мощность пласта остается постоянной во всех частях образующейся складки. Скольжений по плоскостям слоис­ тости или каким-либо иным плоскостям не происходит. Траектории amin располагаются перпендикулярно границам пласта как в зоне перегиба, так и на крыльях складки.

При упругом изгибе деформация не является остаточной и после снятия нагрузки брус должен принять первоначальное состояние. Этого не происходит при деформации пласта. Предел упругости превосходится. В пласте появляются трещины по траекториям ат щ, которые могут остаться открытыми или быть минерализованными (в условиях слабого метаморфизма — кварц, кальцит; при сильном метаморфизме — соответственные высокотемпературные минераль­ ные ассоциации). Такие трещины часто наблюдаются в реальных природных складках (рис. 79, б, пласт алевролитов). Для данной разновидности складок трещины по траектории amm, минерализо­ ванные и открытые, являются единственными элементами синхрон­ ного структурного парагенезиса.

2. Складки изгиба со скольжением (рис. 79, в). При деформа­ ции пласта на крыльях образующейся складки происходят внутри- и межпластовые скольжения параллельно слоистости. При этом мощ­ ность пласта остается постоянной. Траектории amin имеют вид сла­ бо изогнутых S -образных поверхностей, ориентированных в виде

108

в

г

д

Рис. 79. Напряженное состояние складок изгиба I типа (при отсутствии деформа­ ции в области замка и я д р а ):

сплошные линии — слоистость (поверхности ттах); точечный пунктир — траектории Gmi„, о. п. — осевые плоскости; м — м — медианная поверхность; а — траектории <Jmin в концен­

трической складке; 6 — веерная ориентировка линз кварца (/) в песчаниках (3) и концентри­ ческая ориентировка трещин в прослое алевролита (2) (Южный берег Крыма, район пос. Ры­ бачье); в — зоны интенсивных скольжений на крыльях складки изгиба со скольжением (d , е — плоскости скольжения, параллельные слоистости, стрелками показано направление скольжений); г — поверхности <Jmin в складке изгиба со скольжением; д — поверхности

огаin в складке изгиба с течением

конвергентного веера (конвергентным мы будем называть веер, от­ крытый к перегибу пласта, а дивергентным — веер, сходящийся к перегибу пласта) (рис. 79, г). Части этого веера расположены сим­ метрично относительной осевой плоскости складки. Плоскости скольжения, параллельные слоистости, являются плоскостями мак­ симальных скалывающих напряжений Ттах.

При данном способе деформации должно происходить отслое­ ние и коробление слоев на крыльях образующейся складки. В при­ родных условиях отслоение и коробление слоев компенсируется образованием асимметричных дополнительных складок на крыльях главной структуры. Компенсация частично происходит также за счет скольжений по поверхностям amm-

3. Складки изгиба с течением (рис. 79, д). При общем сходстве с предыдущей разновидностью отличаются тем, что внутри слоев и на их границах параллельно слоистости происходит пластическое течение и перемещение материала с крыльев в зону осевой плос­ кости. Вследствие этого мощность пласта в зоне осевой плоскости оказывается несколько большей, чем в зоне медианной поверхно­

109