Геология / 4 курс / Структурный анализ / Казаков_Заика-Новаций

Рис. 97. Послескладчатые жилы, параллельные осевой плоскости склад­ ки

ются и растаскиваются, а также будинируются с новым минералообразованием на концах будин или в межбудинных запол­ нениях.

Второй тип послойной лейкосомы — по­ слойные инъекции гранитного состава. В от­ личие от лейкосомы первого типа мощность жилок и жил может достигать метра и бо­ лее, контакты их с субстратом резкие, меж­ ду жилками часты секущие перемычки. Та­ кие инъекционные мигматиты свойственны межскладчатым периодам, например, меж­ ду этапами F х и F2 или между Р2и F3 и т. д.

Жилы и жилки этого типа протыкают складки более древнего эта­ па и деформируются складками более молодого этапа.

Доскладчатая секущая лейкосома представлена тонкими жил­ ками, которые сминаются в серии мелких птигматитовых складочек.

К настоящему времени нам известны три формы размещения

синхронной лейкосомы (рис. 96, б, в, г). Они относятся		к складкам
III и IV типа. В	складках III типа, которым свойственна однород­
ная деформация	в области замка и ядра, траектории	отт распре­

деляются по плоскости конвергентного веера (открытого к перегибу складки). Соответственно, по этим направлениям кристаллизуются линзы лейкосомы (рис. 96,6). Частной разновидностью складок типа III являются такие, в которых в зоне перегиба происходило отслоение пластов друг от друга с образованием жильной полости в виде изогнутой линзы (рис. 96, б), заполняемой жильным мате­ риалом.

В складках IV типа (складки ламинарного течения) траектории Отт лежат в плоскостях, параллельных осевой плоскости складки. Соответственно, в этих плоскостях располагаются и линзы синхрон­ ной лейкосомы (рис. 96, г). Для этой лейкосомы характерны жиль­ ные линзовидные выделения небольшой мощности (не более неско­ льких сантиметров). Длина этих линз не превышает размера наи­ более крупных складок в обнажении, обычно же значительно менее. Если же мощность жил значительна, а их длина намного превыша­ ет размеры складок, подобно ситуации, изображенной на рис. 97, то такие жилы, несмотря на то, что они параллельны осевым плос­ костям складок, предпочтительнее относить к постскладчатым.

Наиболее четкий признак п о с л е с к л а д ч а т ы х жилок лей­ косомы — пересечение ими линз синскладчатой лейкосомы или пе­ ресечение осевых плоскостей складок. Жилки, секущие слоистость, полосчатость, сланцеватость и послойную доскладчатую лейкосому и не обладающие вышеобозначенными признаками, не дают одно­ значного решения о времени их образования. Они могут быть 2-й генерацией доскладчатых жил или постскладчатыми. В ряде слу­ чаев возрастное положение этих жилок может быть выяснено кос­ венными методами (особенности состава и внутреннего строения, ориентировка на местности, корреляция на площади и др.)* В це-

Н О

Рис. 98. Три поколения лейкосомы (ладожская серия Балтийского щита, Л адож ­ ское оз., южная часть о-ва Риекалансари):

/ — 1-е поколение, 2 — 2-е поколение, 3 — 3-е поколение, 4 — доскладчатые линзы основных пород, 5 — доскладчатая сланцеватость

лом послескладчатые мигматиты представлены секущими жилками, межбудинными заполнениями, сетчатыми и ветвистыми разновид­ ностями, агматитами, т. е. формами так или иначе связанными с жесткими деформациями.

Разновозрастную лейкосому можно нередко наблюдать в одном обнажении. На рис. 98 представлены три ее генерации: наиболее древние прожилки параллельны доскладчатой сланцеватости и из­ гибаются изоклинальной складкой, синскладчатая лейкосома пред­ ставлена мелкими линзами, располагающимися в виде конвергент­ ного веера относительно осевой плоскости складки, послескладча­ тые прожилки лейкосомы пересекают лейкосому первых двух генераций.

Возрастные взаимоотношения складок и интрузивных тел. Гео­ логически проявляются два типа магматического материала: 1) ма­ териал, образовавшийся на месте (in situ) при селективном (изби­ рательном) плавлении и при других ультраметаморфических про­ цессах в породах субстрата; 2) порции магмы, внедрившиеся из глубины.

Первый тип представлен породами гранитоидного состава и рас­ пространен исключительно в метаморфических комплексах. Второй тип встречается в любых толщах, независимо от возраста и мета­ морфизма, и представлен как продуктами кислой, так и основной магм.

Магматический материал первого типа размещается в виде мел­ ких жилок и линз. Он служит лейкосомой мигматитов.

Более сложным является установление структурно-возрастных взаимоотношений крупных интрузий со складками разных этапов, особенно интрузий, внедрившихся в средние периоды складчатой жизни комплексов. Такие интрузии надо взять в «структурные кле­ щи», т. е. добиться наблюдений, позволяющих судить о их возраст­ ных взаимоотношениях со структурами двух соседних этапов де­ формаций. Например, контакты интрузива пересекают слоистость

141

Рис. 99. Дотектоническая интрузия порфировидных гранитов (массив Сент-Гард, горы Севенны, Ю жная Франция; по Д. де-Ваарду, de W aard, 1950):

1 — порфировидные гранаты, 2 — контактовый ореол, 3 — наложенная сланцеватость

и слоевые плоскости ранних складок, но не пересекаются наложен­ ной сланцеватостью. На рис. 99 изображена интрузия порфировид­ ных гранитов с четко выраженным контактовым ореолом. Наложен­ ная сланцеватость пересекает контакты интрузии и проходит через интрузию насквозь. Наложение сланцеватости приводит к превра­ щению порфировидных гранитов в очковые гнейсо-граниты. Интру­ зия, таким образом, является дотектонической относительно сланце­ ватости.

Выявленный на основании структурных соотношений со склад­ ками разных генераций возраст различных магматических тел поз­ воляет разместить их последовательно в структурно-возрастной шкале (табл. 9), что дает полную картину эволюции магматизма для данного комплекса. При этом все разнообразие магматических проявлений по их отношению к складчатости можно разделить на три группы: интрузии доинверсионного (доскладчатого) этапа, ин­ трузии синхронные со складками какого-либо этапа, и интрузии, внедрившиеся между этапами или циклами складчатости. Ниже мы рассмотрим главнейшие особенности этих групп интрузий.

Доказательствами доинверсионного внедрения интрузий можно считать:

1. Смятие и деформацию интрузий складками наиболее ранних генераций.

Под воздействием складкообразующих сил интрузивные тела растаскиваются и будинируются, так что протяженные пластовые залежи разделяются на цепи мелких линз. Вероятно, этим можно объяснить линзовидно-пластовую форму тел и их небольшие разме­ ры сравнительно с пластовыми залежами платформенных областей. Влияние складчатости, по-видимому, лежит и в основе того факта, что нигде до сих пор в метаморфических комплексах не были об­ наружены подводящие каналы доинверсионных залежей. Дайки,

142

9. Последовательность геологических событий для метаморфического комплекса на основании структурно-возрастной шкалы (ладожская серия Балтийского щита)

Этапы деформаций	Структурно-возрастны е	репера,	Метаморфизм	Магматизм
	складчатость

После этапа D5

Этап деформаций D5

Этап деформаций D4

Между этапами D3 и D4

Этап деформаций D3

Между этапами D2 и D3

Этап деформаций D2

Этап деформаций Di

Доскладчатый (доинверсионный)

Разрывы				Гидротермальная		минерализа­
				ция
Интенсивный кливаж S5, мелкие от­				Зеленосланцевая фация
крытые складки F5, разрывы
Мелкие	открытые симметричные			Синхронная	минерализация			не
субширотные		складки	(II генера­	обнаружена
ция) F 4 Кинк-структуры
				Образование	порфиробласт			гра­	Дайки и линзы граиит-
				ната, андалузита,		ставролита.			порфиров,	кварцевых
				Условия амфиболитовой фации					диоритов,	габбро	(III
Сжатые	и	открытые	субмеридио-	Амфиболитовая фация,			слабые		поколение основных		по-
									род)
нальные складки F3				проявления	синхронных		мигма­

титов

Разрывы			Инъекционные мигматиты
Открытые симметричные субширот­			Слабый низкотемпературный ме­
ные и	северо-западные	складки	таморфизм	зеленосланцевой фа­
(I генерация) F2			ции
Сильно	сжатые и изоклинальные,		Амфиболитовая фация, слабое
прямые,	опрокинутые и	лежачие	развитие	синхронных мигмати­
складки Fi			тов

Граниты, II поколение основных пород

Оползневые складки и складки те­	По мере погружения	осадков	Основные породы (I по­
чения при высокотемпературных	прогрессивное развитие	мета­	коление) ,	подчиненно
условиях	морфизма до высокотемператур­		ультраосновные породы
	ной ступени амфиболитовой фа­
	ции

заполнявшие эти каналы, были либо разорваны на блоки, либо от­ членены от главного интрузивного тела.

2.Метаморфизм, наложенный на интрузии и связанный со склад­ ками ранних генераций.

Породы основных интрузий подвергаются рассланцеванию и амфиболизации, превращаются в ортоамфиболиты. Сланцеватость ор­ тоамфиболитов параллельна сланцеватости вмещающих гнейсов, которая, в свою очередь, параллельна осевым плоскостям ранних изоклинальных складок (но они обе иногда могут быть непарал­ лельны контакту между ортоамфиболитами и гнейсами). Сланце­ ватости в амфиболитах и гнейсах конформно изгибаются при всех последующих наложенных деформациях.

3.Стратифицированное асимметричное строение интрузий, пока­ зывающее признаки гравитационной дифференциации, т. е. концен­

трации минералов с меньшим количеством S i0 2 в нижней части пластовой интрузии или слагающих ее ритмов и минералов с боль­ шим содержанием S i02 в верхних частях. Одна из таких интрузий изображена на рис. 12.

Магматические тела, синхронные со складками какого-либо эта­ па, как внедрившиеся из глубины, так и образовавшиеся на месте ультраметаморфическим путем, распределяются в соответствии с установленными закономерностями структурного парагенезиса, т. е. по траекториям ат ш.

Синхронные с образованием складки магматические линзы и жилы располагаются субпараллельно сланцеватости вмещающих пород, линзам метагенных образований (кварц, жильный материал мигматитов), осевым плоскостям дополнительных складок. Их ли­ нейность, обычно крутая, субпараллельна минеральной линейности вмещающих пород, шарниру главной структуры, шарнирам допол­ нительных складок и совпадает с ребристостью и бороздчатостью вмещающих пород (последние представляют линии пересечения слоистости и сланцеватости). Мигматические линзы и жилы не несут в своей структуре и морфологии признаков будинажа. В час­ тности, на их окончаниях отсутствуют характерные для будинажа межбудинные заполнения, представленные обычно пегматитами или кварцем. Магматические тела рассматриваемого типа по приведен­ ным выше особенностям являются не только синскладчатыми, но и синметаморфическими.

Небольшое пояснение нужно сделать относительно синхронных внедрений основных пород. Магма для кристаллизации таких пород могла поступать только из подкорковых очагов, и синхронные тела основных пород должны нести в себе геологические признаки их глубинного происхождения. Это прежде всего вертикальное поло­ жение магматических каналов. Действительно, синхронные со складкими жилы и линзы основных пород встречаются только в зонах с вертикальными или близкими к ним залеганиями сланцева­ тости и крутыми погружениями складчатых структур. Такие зоны могли возникнуть под действием встречных тангенциальных (т. е. горизонтально направленных) сил, вызывающих явления скалыва­

144

ния. Только в условиях скалывающих стрессов совместно с образо­ ванием складок могли раскрыться линзовидные каналы, которые заполнялись поднимавшейся магмой. При перпендикулярном дей­ ствии тангенциальных сил (простое сжатие) раскрытие таких ка­ налов почти нацело исключается.

Зоны, в которых устанавливается действие встречных танген­ циальных сил, характеризуются интенсивными движениями во вме­ щающих породах (активная кинематика рамы) и пассивностью магмы. Вследствие этого форма и внутренняя структура синхронно внедрившихся магматических тел целиком зависит от кинематики рамы, что отражется затем в полном совпадении ориентировки ли­ нейных и плоскостных структур интрузий, образовавшихся при маг­ матическом течении, с линейными и плоскостными структурами вме­ щающих пород, возникших синметаморфически при складчатых движениях. Таким образом, единый структурный план вмещающих пород и интрузии является надежным признаком ее синскладчатого внедрения.

Синскладчатые интрузии формируются в условиях сильного тан­ генциального давления, которое не благоприятствует открытию ка­ мер значительной ширины и протяженности. Поэтому синскладча­ тые интрузивные тела не могут достигать больших размеров.

Интрузии, внедрившиеся между этапами или циклами складча­ тости, составляют главную массу магматических тел складчатых областей. В периоды между интенсивными проявлениями складча­ тости кинематика складчатой области характеризуется хрупкими деформациями, и интрузии внедряются по расколам, застывая в виде даек или изометрических тел. Интрузии межскладчатых пе­ риодов имеют преимущественно секущие контакты со структурами вмещающих пород. Их максимальные размеры значительно превос­ ходят максимальные размеры синскладчатых интрузий. В после­ дующие этапы складчатости на более крупные интрузии наклады­ вается сланцеватость или кливаж (см. рис. 99), мелкие дайки и не­ большие интрузии деформируются (рис. 100).

Структурно-возрастная шкала и последовательность геологи­ ческих событий при формировании складчато-метаморфического комплекса. Рассмотренные выше взаимоотношения метаморфогенного минералообразования, внедрения магматических тел и этапов складчатости позволяют выявить их возраст относительно друг дру­ га и расположить в хронологической последовательности в едином цикле. Это очень кропотливая и ответственная работа, требующая времени, неоднократных критических пересмотров первоначальных наметок, корреляции процессов на значительных площадях.

Наиболее полно картина эволюции глубинных процессов может быть восстановлена для метаморфических комплексов, так как в их формировании большое значение имел глубинный метаморфизм, целиком или почти целиком отсутствующий в молодых фанерозойских областях. Разнообразие глубинных явлений будет еще боль­ шим, если мы учтем процессы рудообразования и их эволюцию на протяжении геологической жизни комплекса.

145

Рис. 100. Интрузия, деформированная при наложенной складчатости (Северное Приладожье, о-в М якисало):

1 — слоистость вмещающих биотитовых и ставролитовых гнейсов, 2 — бороздчатость во вме­ щающих породах, 3 — основные породы, F3 — крупная наложенная складка третьего этапа деформации

В табл. 9 воспроизведена последовательность геологических со­ бытий (складчатость, метаморфизм, магматизм) для хорошо изу­ ченной ладожской серии Балтийского щита. Таблица была состав­ лена в результате детальных исследований на основании тех прин­ ципиальных рекомендаций и приемов, которые были изложены выше. Из таблицы явствует, что любой из коровых процессов — складчатость, метаморфизм, магматизм — проявлялись этапами, длительно.

В развитии складчатости и метаморфизма устанавливается три периода:

1. Д о и н в е р с и о н н ы й п е р и о д . По мере погружения осад­ ков метаморфизм увеличивается и достигает в итоге амфиболитовой и гранулитовой фаций. Складки — оползневые в начале погруже­ ния, а в высокотемпературных условиях — складки гравитационно­ го высокотемпературного течения. Внедрение пластовых интрузий и вулканитов основного состава.

2. П е р и о д д е ф о р м а ц и й от Dj до D3 — складчатые фор­ мы без широко проявленных хрупких деформаций. Метаморфизм амфиболитовой фации с понижением на этапе D2 до зеленосланце­ вой фации. В конце периода — массовые внедрения интрузий кис­

лых и основных пород из глубины.			и п о с л е	D5. Пре­
3. П е р и о д д е ф о р м а ц и й о т D4 д о
обладают	преимущественно дислокационные		формы, связанные с
хрупкими	деформациями — кинк-структуры,		кливаж,	разрывы.
Складчатые		формы — мелкие, угнетенные. Метаморфизм — только
локально,	не	выше зеленосланцевой фации. Магматизм		отсутству­

146

ет. Завершает минералообразование гидротермальная рудная ми­ нерализация.

Внутри каждого периода термодинамические условия могут ме­ няться, что приводит к колебаниям температур метаморфизма и сказывается на пластичность пород, которая, в свою очередь, су­ щественно влияет на морфологию складчатых форм. Если же мы будем сравнивать условия и особенности в пределах целых перио­ дов, то эволюционная тенденция проявляется ясно: от 2-го к 3-му периоду пластические складчатые формы сменяются хрупкими деформациями (нисходящий структурный ряд), а степень метамор­ физма уменьшается. Интрузивные проявления ведут себя незави­ симо, имеют глубинный источник и приурочены к стадиям разви­ тия, лишенных активной складчатости, в которых проявлялась пре­ имущественно жесткая кинематика.

Контрольные вопросы, задания. 1. Произведите морфологическую и кинема­ тическую классификацию складок. 2. Каковы элементы структурного парагенезиса складок и его структурный анализ? 3. Как определяется напряженное состояние подвергающихся складчатости толщ горных пород? Произведите типизацию скла­ док по внутренне-напряженному состоянию. 4. Установите взаимозависимость складкообразования и определения возраста складок и процессов метаморфизма и магматизма. 5. Произведите структурный анализ наложенной складчатости и составьте структурно-возрастную шкалу по геологической карте.

Глава 8. ИНЪЕКТИВНАЯ ТЕКТОНИКА

Согласно определению академика Ю. А. Косыгина, инъектив­ ные дислокации заключаются во внедрении или проникновении ве­ щества одного геологического тела в пространство, занимаемое другими геологическими телами (слоями). К таким дислокациям относятся диапировые складки с глиняными и соляными ядрами, магматические интрузии и т. п. В данной главе ограничимся рас­ смотрением соляной и глиняной тектоники.

Соляной тектоникой (галокинез) называют процесс гравитаци­ онного всплывания соли в среде более тяжелых (плотных) пород. Структуры, созданные в результате галокинеза не относятся, стро­ го говоря, к собственно тектоническим и обязаны своим происхож­ дением экзогенному процессу. Однако, как правильно отметил Ю. А. Косыгин (1969), в отличие от собственно экзотектонических дислокаций, соляная тектоника охватывает толщи большой мощ­ ности и вместе с вековыми движениями, складчатостью и образо­ ванием разломов участвует в деформировании осадочной оболочки на протяжении крупных отрезков геологического времени. Напри­ мер, формирование эмбенских соляных куполов продолжается бо­ лее двух эр. Следовательно, соляная тектоника, хотя и имеет важ ­ ные общие черты с экзокинетическими образованиями, но стоит ближе к движениям, создающим складчатую структуру осадочной оболочки Земли.

К соляной тектонике близка глиняная тектоника, кинематика и морфология которой повторяет все важнейшие признаки соляной тектоники.

147

8.1. Физико-химические свойства солей

Для правильного понимания соляной тектоники представляют большое значение следующие свойства каменных солей: плотность, вязкость (пластичность), температурные свойства, растворимость.

Плотность галита обычно 2,2 г/см3 и хотя средняя плотность песчано-глинистых рыхлых осадков, залегающих на поверхности, около 2,0 г/см3, но, как отмечает В. В. Белоусов (1975), с глубиной под нагрузкой вышележащих слоев плотность песчано-глинистых осадков быстро возрастает до 2,5—2,6 г/см3. В то же время плот­ ность галита под давлением почти не изменяется. В результате на глубине около 900 м плотности этих пород уравновешиваются, а глубже плотность галита становится меньше плотности песчано­ глинистых пород, причем, чем глубже, тем больше разница и сле­ довательно, с глубины 900 м и ниже возникают условия механичес­ кой неустойчивости, вызванной инверсией плотностей.

Кинематическая реализация данной механической неустойчиво­ сти главным образом зависит от способности каменной соли двига­ ться и деформироваться, т. е. ее вязкости и прочности. При комнат­ ной температуре каменная соль достаточно устойчива и не дефор­ мируется под действием своей массы, но с повышением температуры вязкость соли и предел ее пластичности быстро падают. Соль вполне текуча выше 200 °С, при этом предел ее пластичности па­ дает в два раза. Такие условия достигаются на глубинах порядка 4—5 км. Калийные соли более пластичны, чем натриевые, а послед­ ние более пластичны, чем ангидрит.

В природе нет такой другой породы с исключительно высокими пластическими свойствами и ничтожными величинами вязкости, сцепления и внутреннего трения, как у каменной соли. Это предоп­ ределяет ее активное поведение даже при небольших стрессовых напряжениях в окружающих породах. Степень пластической дефор­ мации соли увеличивается с повышением давления и времени его действия.

Растворимость соли общеизвестна. Кинематическое значение этого свойства сказывается в миграционной зоне, где соляный шток размывается подземными водами, соль выщелачивается, освобож­ дая место для новых порций соли и следовательно, стимулируя ее движение.

8.2. Геология областей соляной тектоники

Соляная тектоника свойственна как геосинклинальным, так и платформенным областям. Соляные структуры приурочены в основ­ ном к крупным отрицательным тектоническим формам — синеклизам, грабенам, краевым прогибам, межгорным и внутренним впа­ динам. Наиболее эффективная глубина образования соляных струк­ тур 2—3 км от поверхности, в отдельных случаях — глубже (до 8— 10 км, Прикаспийская впадина). На глубинах менее 1 км соля­ ная тектоника проявляется слабо.

148

7,5	О 7.5	15,0	22.5	30»	s:
L—	-J ----------- 1.	t	i	i

Рис. 101. Солянокупольные структуры одного из районов Прикаспийской впади­ ны (район г. Талдыкудук; по Ю. М. Бутковскому и др., 1971):

1 — своды соляных куполов уровня около 700 м, 2 — то ж е уровня 200—300 м, 3 — межкупольные пространства, 4 — компенсационные мульды, 5 — разрывные нарушения

В строении областей соляной тектоники выделяются четыре тек­ тонические элемента: соляные купола, межкупольные пространства, компенсационные мульды и разрывные нарушения (рис. 101). В вертикальном сечении отложения подразделяются на подсолевой, солевой и надсолевой комплексы. Соляная тектоника проявляется в последних двух комплексах. Подсолевой комплекс в этом отно­ шении стоит несколько особняком. Известны области, где складча­ тость, вызванная соляной тектоникой, в подсолевом комплексе от­ сутствует (например, в Днепровско-Донецкой впадине). В других областях отмечаются дислокации в подсолевых отложениях, но они слабые по интенсивности и распространенности и имеют иной струк­ турный план, чем дислокации в надсолевых отложениях.

Проявления соляной тектоники имеют специфические особенно­ сти на платформах и в подвижных (геосинклинальных) зонах.

Классической областью развития соляной тектоники в платфор­ менных условиях является Прикаспийская впадина. В этой области подсолевой комплекс, формировавшийся от протерозоя до ранней перми, имеет мощности более 10 км, причем фундамент впадины, возможно, лишен гранитного слоя, а подошва земной коры распо­

149