Геология / 4 курс / Структурный анализ / Казаков_Заика-Новаций

многом 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

Рис. 50. Параллелепипедальная отдельность (яшмовидный пелитовый туф, «серый девон», р. Мокрая Волноваха, Донбасс)

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