Геология / 4 курс / Структурный анализ / Казаков_Заика-Новаций

		дения поверхности фундамента
		увеличивается до 40—60°, суб-
		вертикальное		падение		запад­
		ных	контактов	Кокосельского
		и Импилахтинского			выступов
		отражается в крутых углах па­
		дения линейности в			восточной
		зоне.
		Наряду с линейностью, свя­
		занной с ориентировкой малых
		и средних складок,			практикой
		структурно-геологических ис­
		следований выявлено, что ли­
	Рис. 38. Линейность восточной части гра-	нейность часто имеет независи­
		мую	ориентировку		региональ­
	нулитового массива на Кольском полу­
	острове (пунктир — генерализованное на­	ного	масштаба, не		согласую­
	правление линейности)	щуюся с ориентировкой				склад­
		чатых структур внутри данного

комплекса и с пространственным положением комплекса в целом. Ниже мы рассмотрим два примера такого рода.

На рис. 38 представлена ориентировка линейности в гранулитовом массиве Кольского полуострова. Длина изображенной части массива около 50 км при максимальной ширине около 20 км. Мас­ сив сложен гранатовыми и полевошпатовыми амфиболитами, слан­ цами с гранатом, пироксеном, кислыми гранулитами. В массиве выявлено три генерации мелких складок. Линейность представле­ на ориентированными агрегатами пироксена, кварца, биотита и граната. На рис. 38 четко видно, что ориентировка линейности не­ конформна контактам массива. Линейность располагается по двум дуговым траекториям, также неконформным друг с другом и се­ кущим границы массива. Ориентировка линейности в массиве не­ зависима от ориентировки мелких складок всех трех генераций.

На рис. 39 показана региональная ориентировка линейности в структуре Патомского нагорья Восточной Сибири. Докембрийские породы нагорья представлены двумя подразделениями — архей­ ским гранитоидным фундаментом и верхнепротерозойскими терригенными отложениями. Линейность выражена ориентировкой мине­ ралов, агрегатов, галек, бороздчатостью, ребристостью и является сквозной, т. е. ориентированной независимо от контактов фунда­ мента и верхнего яруса (обычно пересекает эти контакты). Линей­ ность располагается по траектории региональных дуг, приближаю­ щихся к сигмоиде. Такая ориентировка линейности не согласуется ни с одной генерацией складок, ни с общей симметрией докембрийского выступа, образованного Патомским нагорьем. Общая пло­ щадь, на которой проявляется эта необычная ориентировка, со­ ставляет 450X200 км.

Причины региональной ориентировки линейности, независимой от внутренней структуры комплексов, в настоящее время еще не полностью ясны. В данном случае могут иметь значение неодно-

50

Рис. 39. Линейность в докембрийских комплексах Патомского нагорья (Восточ­ ная Сибирь):

/ — палеозой, .2 — верхнепротерозойскне отложения, 3 — выступы архейского фундамента, 4 — направление и угол падения линейности, 5 — генерализованные направления линейности

кратные наложения линейностей, особенности проявления местных полей напряжений и др. Независимо от значения этих факторов, самой замечательной особенностью является ориентировка линей­ ности по дугообразным траекториям, протягивающимся на десятки и сотни километров. Такая ориентировка может быть обусловлена только геотектоническими причинами — глубинными движениями вещества внутри коры и, вероятно, подкорковыми процессами. Здесь намечаются четкие связи между структурной геологией и геотектоникой, и исследователя, который решил посвятить свое время и энергию изучению региональной ориентировки линейности, ожидает увлекательная работа и интересные открытия.

Контрольные вопросы, задания. 1. Каким образом происходит преобразова­ ние и наследование первично-осадочной структурно-текстурной основы при ме­ таморфизме? 2. Укажите условия возникновения и особенности структурно-тек­ стурной основы метаморфических образований — линейности, полосчатости, имтерфолиальных складок. 3. Каковы разновидности и генезис мигматитов? 4. Рас­ смотрите кливаж и сланцеватость как показатели деформации. Как их можно ис­ пользовать при определении нормального и опрокинутого залегания слоев и структурном анализе наложенной складчатости?

Глава 5. ЭКЗОТЕКТОНИЧЕСКИЕ ДИСЛОКАЦИИ И СТРУКТУРЫ НЕСОГЛАСИИ

Седиментация и литогенез обычно сопровождаются сингенети­ ческими деформациями, возникающими преимущественно под влия­ нием силы тяжести и первично наклонного залегания незатвердев­ шего осадка, а также в связи с последующими изменениями его

51

гравитационного состояния и химического состава. К числу таких деформаций относятся, например, конволютная слоистость, море­ на напора, изменение исходного объема породы, осадочный ме­ ланж, трещиноватость и др. Все эти образования относятся к кате­ гории экзотектонических дислокаций. Они проявляются в некон­ солидированных или слабо сцементированных осадках вблизи границы с водной или воздушной средой либо в верхних горизон­ тах этих осадков. Образование таких дислокаций связано в основ­ ном с двумя факторами — действием экзогенных сил и измене­ нием физического состояния внутри пластов или пачек. В ряде случаев большое влияние оказывают сейсмотектонические явления (землетрясения). Последние не дают оснований считать эти дисло­ кации нетектоническими, т. е. образованными без влияния текто­ нических факторов. Характерным для экзотектонических дислока­ ций является то, что все они возникают без воздействия текто­ нического направленного одностороннего давления (стресса) в результате которого образуется складчатость на больших площа­ дях и значительная по глубине проявления.

Существует очень много категорий нетектонических дислока­ ций. Главнейшие из них: оползневые складки и подобные им струк­ туры гравитационного происхождения, гляциодислокации, дисло­ кации, вызванные диапировыми явлениями различного происхож­ дения, дислокации за счет скопления несортированного хаотически нагроможденного материала (олистостромы и олистолиты).

Собственно тектонические, эндогенные деформации в общем случае накладываются на достаточно сложные в структурном от­ ношении комплексы горных пород, и геолог должен научиться рас­ познавать исходные структуры и текстуры, включая экзотектонические дислокации.

Экзотектонические дислокации имеют большое значение для восстановления палеогеографии и палеотектоники бассейнов осад­ конакопления. В частности, по особенностям этих дислокаций и ориентировке экзотектонических складок реконструируется рельеф области осадконакопления, простирание склона дна, направление перемещения подводных оползней и др.

При формировании локализованных экзотектонических дисло­ каций небольшого масштаба в ряде случаев возникают специфи­ ческие текстуры, которые наряду с чисто седиментационными асим­ метричными текстурами позволяют определить подошву и кровлю слоев и пластов.

5.1. Подводно-оползневые дислокации

Этот тип дислокаций представлен оползневыми складками, син­ генетическими разрывами — плоскостями оползания субпараллельными напластованию, или комбинациями складок и плоскостей оползания.

Морфология подводно-оползневых складок очень разнообразна. Это могут быть складки симметричные, асимметричные, складки

52

0,5 м

Рис. 41. Подводно-оползневые складки:

а — складки I	типа, проявляются	в верхней	части пласта	(гранат-биотитовые	гнейсы; ла­
дожская серия	Балтийского щита,	оз. Малое	Янисъярви);	б — складки II типа,	дислоциру­

ют весь пласт-многослой (флиш, Украинские Карпаты, с. Перехресна; по JI. А. Глущенко, 1968)

ний и стремительных смещений осадков в мутьевых потоках. Чаще конволютная слоистость наблюдается во флише и подобных ему (флишоидных) осадочных комплексах, будучи приуроченной к от­ дельным горизонтам, обычно небольшой мощности. Морфологичес­ ки «завертыши» на поперечных срезах пластов выглядят как слож­ ная дисгармоничная система складок, в которой принимает участие слойчатость или целые слои и даже ритмы: на поверхностях на­ пластований конволютная слоистость выражается беспорядочно расположенными углублениями (рис. 40).

Подводно-оползневые складки могут быть локализованы в верх­ ней части пласта-многослоя (несущественное перемещение осад­ ка) — рис. 41, а, пласт может быть дислоцирован целиком и огра­ ничен прямолинейными контактами смежных слоев (значительное перемещение осадка) — рис. 41, б, и, наконец, в дислокацию мо­ жет быть захвачено несколько пластов (большое перемещение осад­ ка). Складки первого типа захватывают слои мощностью в санти­ метры и десятки сантиметров и наиболее широко распространены. Складки второго типа локализируются в пластах, имеющих мощ­ ность в пределах первых метров. Их распространенность меньшая, чем распространенность складок первого типа. Складки третьего типа встречаются редко и захватывают пласты общей мощностью до 15—20 м.

Для структурной геологии особое значение имеют складки пер­ вого типа, так как они позволяют определить подошву и кровлю включающих их пластов. Складки имеют неустойчивую морфоло­ гию и стиль и, локализуясь в верхней части пластов, срезаются в кровле поверхностью размыва (рис. 41, а). В отлагающемся на этой поверхности новом пласте наблюдается локализация оползне­

вых складок также в верхней части, затем	размыв и т. д.
В подводно-оползневых складках из	кернов плейстоценовых

глин, поднятых со дна внутренней стенки Алеутского желоба, был установлен зачаточный кливаж, параллельный их осевым плоскос­ тям. Специальными исследованиями найдено, что эти складки об­ разовались под давлением 120—850 бар, температура образования (по степени карбонатизации органического вещества) 68 °С, конвергенционный показатель (скорость сползания) 6 см/год.

54

Подводно-оползневые складки образуются на континентальных склонах, склонах желобов и морских долин и в других местах с негоризонтальным дном. Максимально возможный угол наклона этих склонов 50°. Минимальный угол склона академик А. Д. Ар­ хангельский определил в 1°.

Главнейшими причинами, вызывающими образование подвод- но-оползневых складок, считаются:

1.Сотрясение дна бассейна при землетрясениях. В этих усло­ виях для образования подводно-оползневых складок достаточно наклона дна в 1—3°.

2.Превышение максимальных углов устойчивости осадков в результате интенсивного осадконакопления. Углы наклона плоско­

сти осадконакопления в данном случае должны быть высокими {от 5— 10° и выше).

3. Отличие подводно-оползневых складок от собственно тектонических складок

Признаки отличий	П одводно-оползневые складки	Собственно тектонические
		складки

1. Положение в стратиграфиче­ ском разрезе

2 . Наличие или отсутствие местных раз­ мывов

3.Морфология складок и ори­ ентировка

Проявляются локально в гори­ зонтах или линзах, заключенных в недислоцированных породах. Приурочены к определенным стратиграфическим уровням

Местные размывы, срезающие дислоцированные осадки в кров­ ле оползневых смятий

Складки непостоянной морфоло­ гии с первоначально искривлен­ ными осевыми плоскостями и шарнирами, завихряющиеся дис­ гармоничные складки

Проявляется по всему разрезу независимо от положения в нем плас­ тов и слоев

Явления местных раз­ мывов отсутствуют

Морфология и геомет­ рия пачек и пакетов складок, ориентировка шарниров и осевых плоскостей выдержаны

		Первичная ориентировка оползневых складок независима
		от ориентировки тектонических		складок, заложившихся
		после седиментации
4.	Возрастные	Подводно-оползневая дислокация должна быть древнее
	взаимоотноше­	любой собственно тектонической деформации
	ния
5.	Соотношение	Перекристаллизация,	одновре­	Перекристаллизация,
	деформации и	менная с деформацией,	отсутст­	одновременная с дефор­
	перекристалли­	вует. Перекристаллизация всегда		мацией, характерна
	зации	наложена на деформацию
	Минеральная	Отсутствует		Характерна
	линейность, па­
	раллельная
	шарнирам скла­
	док

55

Дополнительными причинами могут быть рост в зоне осадко­ накопления соляных куполов, воздействие льдов, спускающихся с материка в море, интенсивное рифообразование и др.

Морфология синседиментационных подводно-оползневых скла­ док в сцементированных или метаморфизованных породах в ряде случаев близка к морфологии мелких складок собственно текто­ нического происхождения (т. е. образованных за счет эндогенных сил — эндотектонические дислокации). Складки того и другого генезиса можно отличать, пользуясь критериями, приведенными в табл. 3. (за основу взяты исследования Ю. В. Миллера).

5.2. Гляциодислокации

Под гляциодислокациями мы понимаем все виды нарушений в залегании пород ложа ледника, вызванные его воздействием, и де­ формации в самих ледниковых отложениях, возникшие в процессе деятельности ледника. Согласно Э. А. Левкову (1980), первые из них относятся к дислокациям активного (трансгрессирующего) льда, вторые — к дислокациям мертвого (регрессирующего) льда.

Наиболее обширную группу дислокаций активного льда состав­ ляют разнообразные скибовые (складчато-чешуйчатые) сооруже­ ния. Они обязаны своим появлением нарушению устойчивости пород субстрата (ледникового ложа) под воздействием вертикальной и горизонтальной составляющих движущегося в периферической об­ ласти ледникового покрова.

Скибовые структуры — это закономерно построенная система отторжённых и сопряженных тел, имеющих часто значительную (десятки километров) протяженность. Конфигурация скиб в плане имеет форму дуг, открытых к леднику, что служит одним из дово­ дов в пользу их ледниковой природы, так как иначе объяснить их происхождение невозможно. Элементы внутренней структуры гляциогирлянд — складки, складки-взбросы, надвиги, переходящие в покровы (гляциошарьяжи), группирующиеся в чешуи (рис. 42). Гляциодислокации затухают с глубиной, лежат на ненарушенной толще и непосредственно не связаны с кристаллическим фундамен­ том, т. е. носят явно эпидермальный, поверхностный характер. Н а­ двиги на глубину выполаживаются, сливаются и по горизонталь­ ной поверхности отделяют аллохтон (смещенная группа пород) от автохтона (породы, залегающие на месте). Вертикальная мощность аллохтона достигает несколько сотен метров и является соизмери­ мой с глубиной ледниковых ложбин и истинной мощностью сорван­ ных пластов — верхних частей местных стратиграфических раз­ резов.

Условия возникновения скибовых нарушений можно объяснить следующим образом. Наступающий ледник своей массой создавал обширное поле напряжений в подстилающей осадочной толще. На участках, где в составе последней присутствовали слабые по сво­ им механическим свойствам, обводненные или мерзлые породы, а также в связи с условиями залегания (близость скального осно-

56

Рис. 42. Геологическое строение Костенецкой овражной системы западнее г. Канева (по В. А. Голубеву, 1968, с изменениями):

/	— ннжнечетвертичные аллювиальные пески; 2 — палеоген, глауконитовые пески			бучакской
и	каневской	свит; 3 — сеноман, глауконитовые пески с	кремнями; 4 — келловей,	песчани­
стые глины;		5 — бат, глины; 6 — смесители гляциочешуй;	7 — стратиграфические	границы;
8 — элементы залегания

вания, напорные воды, падение в сторону наступающего ледника, разного рода препятствия на его пути), краевая область ледника оказывалась способной привести подстилающую толщу в предельно напряженное состояние, а затем отдавить ее в виде вала — скибы перед фронтом ледниковой морены. Трансгрессирующий лед мог по мере продвижения многократно приводить породы в напряжен­ ное состояние, что и обусловило возникновение чешуйчатых зон скибовой гляциоструктуры (рис. 43). Этот процесс продолжался до тех пор, пока существовали условия для срыва пород субстра­ та или лед не терял подвижности из-за переполненности захвачен­ ными блоками — отторженцами. Пространство, освободившееся по­ сле отжатия к периферии ледника скиб, являлось ложбиной ледни-

57

Рис. 43. Схема нагрузки и формирования гляциодислокаций (по Э. А. Левкову, 1980):

А — схема действия наклонной полубесконечной неравномерной нагрузки (точки — область предельного напряженного состояния); I — зона преимущественно нисходящих и субгоризонтальных движений, вызванных внешним давлением и приводящих к выпору материала в

зоне	I I ; М — протяженность рубежа зон		I	и	I I ; 1 — внутренняя		поверхность	скольжения;
2 —	объемлющая; а — ширина	призмы (вала)			выпора;	б — ширина нагрузки,		действующей
на основание; 6 — угол наклона		нагрузки	от	вертикали;		<р — угол	внутреннего	трения грун­

та. Б , В — схема формирования скибовых дислокаций (Б — появление скибы; В — возник­

новение скибового		сооружения);	/ — лед,	2 — поверхности		розрыва в породах субстрата.
3	— пассивно деформированный		слой, 4 —	податливый	слой,	5 — плоскости скола во льду,
6	— отторженец, 7	— ледниковая	ложбина.	I, I I , I I I —	последовательность образования скиб

нового выдавливания и выпахивания и вначале было заполнено льдом. После таяния ледника эта ложбина заполнялась мореной и филювиогляциальными (ледниково-речными) отложениями. Такая переуглубленная ложбина, созданная днепровским ледником, из­ вестна в тылу Каневской гляциодислокации, будучи заполнена мощной (до 100 м) шевченковской свитой, сложенной аллювиаль­ но-ледниковыми супесчаными и суглинистыми породами.

К группе дислокаций активного льда относятся также дисло­ кации, возникающие при инъекции (диапиризме) податливых пород ложа в толщу льда, деформации, обусловленные захватом и

58