книги из ГПНТБ / Основные проблемы геологии С. Н. Бубнов ; под редакцией Е. Е. Милановского. 1960- 12 Мб

развития, выступающая особенно наглядно в ЦентральноАзиатских массивах; 2) многократное повторение сходных процессов деформации; 3) повторение многофазных процессов. Из этого вытекает, что наряду с 'кинематико-динамическим анализом необходим также анализ развития тектонических процессов во времени.

Обратимся сперва к рассмотрению механического комп­ лекса вопросов.

Возможности детального кинематико-динамического ис­

следования основываются главным образом на трех различ;

ных методах:

I. Микротектонический анализ применяется преимущественно для изучения структуры осадочных образо­ ваний. Он может представлять собой:

1)сравнение исходного состояния с современным по от­

ношению к эффекту деформации (сжатия, растяжения, па­

раллельного сдвига), или

2)статистическое исследование плоскостей разрыва, слу­ живших путями деформации, главным образом трещин и кливажа.

II.Макроскопические исследования глубин­ ных пород в отношении текстурных признаков жидкой и

твердой фазы, выяснение их соотношений между собой и за­ висимости их от процессов внедрения и застывания.

III. Статистический и микроскопический анализ структуры пород, в особенности кристаллических сланцев, для определения кинематической симметрии и ори­

ентировки структуры.

Следует особенно подчеркнуть, что эти методы могут оказаться успешными только в том случае, если их комбини­

ровать. Таким образом, ссылка на применимость первого из них

к осадочным отложениям, второго' к глубинным породам и тре­ тьего к кристаллическим сланцам представляет абстракцию.

Далее, для успешного применения этих методов необходимо учитывать распределение процессов во времени, так как оно

составляет основу при их рассмотрении. Наконец, нужно об­ стоятельно учитывать и соотношения между процессами и ма­ териалом: явления дифференциации, анатексис, инъекцию, ми­

нерализацию. Они не представляют собой единственный важ­ ный элемент в петрологии, как это часто считалось в прошлом, но их нельзя также и недооценивать.

I. Микротектонический анализ, как уже упоми­ налось выше, может быть проведен в двух направлениях:

1) В одних случаях устанавливаются отдельные частные картины деформации на карте и в разрезе, и притом в воз-

169

можно большем масштабе, чтобы затем путем интеграции та­ ких картин выявить общую картину деформации. При этом

надо учитывать, что зарисовки или фотографические сним­ ки не всегда получаются ясными. Косые (не перпендикуляр­ ные к простиранию) разрезы через сильно складчатую серию

слоев или разрезы через слои с большим наклоном шарни­ ров, так же как и их изображение на карте, дают нетипичные

картины, которые кинематически нельзя использовать. По­

этому целесообразно располагать разрезы и зарисовки в плос­ кости, расположенной под прямым углом к простиранию. Одна­

тинах складок альпийского типа главное движение оказы­

вается настолько сильным, что оно затмевает все остальные

деформации, и придает им, так сказать, новую «чеканку». В таком случае утрачивается главная цель метода — выяс­

нение последовательности движений.

Анализ разрезов дает возможность распознать, что про­ изошло при деформации: растяжение или сжатие поверхност­

мании, когда характер деформации изменяется так, что вместо

первоначального растяжения позже наступило сжатие (рис. 57, 22). В результате этого появляются двойственные формы, у

170

которых можно распознать смену характера деформации,

так что они тем самым дают нам картину развития тектони­

ческого процесса в течение времени.

Этот метод не всегда легко применим и иногда может привести к ошибочным выводам. Часто это бывает в тех слу­ чаях, когда глыбы расположены косо, т. е. подняты или опу-

Рис. 57. Примеры структуры, возникшей вследствие растяжения, сменившегося сжатием

щены в одну сторону (рис. 58), а также когда поверхность нарушений волнообразно изогнута. В таких случаях в извест­ ных условиях одно и то же нарушение может соответство­

вать то сжатию, то расширению. Однако при тщательном уче­ те всех признаков эти трудности можно обойти и получить

некоторые важные динамические элементы для описания нарушений. В области слабых тектонических нарушений и

так называемого германотипного складкообразования микро-

тектонический анализ движения элементов порядка от не­ скольких сантиметров до двух-трех метров является в настоя­ щее время одним из самых необходимых вспомогательных

методов.

2) Описанный метод анализа микротектоники посредст­

вом зарисовок и последующей интеграции элементов микро­ тектоники должен дать нам конечный эффект деформации,

притом по возможности расчлененный на отдельные фазы.

Статистические же методы ставят задачу установить осно­ вы деформации. Поэтому они имеют значение для всех трех главных областей методики микротектоники и могут рас­ сматриваться нами совместно. Однако не следует упускать

171

Цель исследования состоит в том, чтобы изучить име­ ющиеся признаки движения для выяснения его направления, характера и величины и установить отношение их к плану деформации. Для этого, исходя из представлений Зандера,

были развиты следующие основные понятия (рис. 59): на­ правление движения, а у складок направление, перпендику­ лярное к их простиранию и проходящее в плоскости симметрии или плоскости деформации (обозначается буквой а); направле-

Рис. 58. «Перекос» блоков

ние, перпендикулярное к первому и параллельное простиранию,

следовательно, параллельное осям складок (обозначается бук­ вой в); наконец, под прямым углом к плоскости, проходящей через а и в, проходит направление с. Плоскость ас представ­

ляет главную плоскость профиля и обыкновенно соответствует плоскости симметрии, плоскость ав соответствует плоскости

движения. Из соотношения длины осей определяется симмет­

рия эллипсоида деформации, которая может быть кубической,

квадратной, ромбической, моноклинной или триклинной. Это

172

следствие изотропии или анизотропии материала, а иногда

следствие многофазности процесса.

Наряду с простиранием и падением, из которых послед­ нее в пределах небольших областей большей частью остает­ ся постоянным, на карте изображается трещиноватость и кливаж. Каждая плоскость наносится на диаграмму в виде проекции точки пересечения перпендикуляра к данной пло­ скости с нижним полушарием проекции. Концентрация пло-

координат структуры а, в, с при складчатости. Скольжение по плоскостям напластования приводит к вращению зерен вокруг тектонической оси е; В —■ ориентировка координат структуры для плоскости ска­ лывания (обозначена точками), имеющей более позднее проис хождение, чем смещенная пло­ скость (заштрихована). Из

Хиллса

скостей по определенным направлениям может быть высчи­ тана в процентах и изображена путем закраски соответству­ ющих сегментов полушария проекции. Этот метод статисти­ ческой обработки более точный и полный, нежели применя­ ющееся часто изображение трещин в виде «роз» или «звезд». Диаграмма в простейшем случае показывает сгущение точек

173

в трех главных плоскостях, но большей частью она дает зна­ чительно более сложную картину; особенно часто встречаются

плоскости, пересекающие простирание пород по линии в и со­ ответствующие круговым сечениям эллипсоида. Эти плоскости соответствуют плоскостям максимального напряжения скалы­ вания; их пространственное положение сильно зависит от ма­ териала. Если материал текучий, то они лежат в плоскости ав, если же он абсолютно твердый, то они образуют с этой плоско­ стью и с направлением с угол в 45°. Расположение плоскостей

скалывания само по себе симметрично, но эти плоскости и ось а в разных частях складки ориентированы различно, т. е. испы­ тывают вращение, а ориентировка оси в остается постоянной.

В диаграмме это дает первую асимметрию. Дальнейшая асим­

метрия возникает главным образом по границам участка дви­ жения вследствие трения. Повороты плоскостей ас и ав, возник­ новение перистых трещин и тому подобное дают, в общем, кар­ тину меньшей симметрии, имеющую приблизительно моно­

клинный характер. Более поздние новые и не совсем однород­ ные деформации могут в конце концов создать триклинную картину деформации.

Нужно по возможности стараться не ограничиваться

этими двумя элементами — трещиноватостью и кливажем,

а учитывать наличие нескольких систем сланцеватости, име­ ющих в различных горных породах разную интенсивность; сле­ дует также учитывать наличие борозд скольжения, минераль­ ных заполнений трещин, проходящих в различных направлени­ ях, а равно гладкий или неровный характер поверхности тре­

щин.

В общем, трещины и кливаж далеко не всегда дают яс­ ную картину процесса деформации, и их часто можно рас­ сматривать лишь как дополнительные данные при составле­ нии тектонической карты. Все же изучение трещин является в

настоящее время необходимой составной частью тектониче­ ского анализа, в том числе и для осадочных горных пород, в особенности же там, где имеется двухъярусное геологиче­ ское строение, и желательно отделить план деформации глу­ бинной зоны от деформаций верхнего этажа. Тщательный анализ трещиноватости является само собой разумеющейся предпосылкой при решении практических вопросов водоснаб­ жения, барража, прокладки туннелей и т. д. На основании тре­ щинного анализа обыкновенно удается реконструкция эллип­ соида деформации в первом приближении.

II. Тектонический анализ глубинных масси­

вов основывается также на микротектонических исследованиях

и статистическом сопоставлении следов деформации, но

174

эти данные используются здесь в другой связи. Следует осо­ бенно подчеркнуть, что решающим в этом «гранитно-текто­ ническом методе» является установление связи между дву­ мя фазами развития магматического тела, а именно, между

фазой застывающей вязкой магмы и фазой отвердевшей глубинной горной породы. Это соотношение двух главных фаз возникновения горных пород было исходным пунк­ том первоначальной и основной постановки вопроса у Клооса. Оно остается решающим и теперь.

В некоторых хорошо исследованных глубинных гранитных массивах варисцийского цикла в Силезии можно хорошо различать три располагающиеся перпендикулярно друг к другу системы трещин (рис. 60). Две из них, которые Кло-

Рис. 60. Блок-диаграмма расположения трещин и дру­ гих тектонических элементов в граните Исполиновых гор, по Г. Клоосу

Q — трещины по поперечным плоскостям, к — делимость по поперечным плоскостям, S — трещины по продольным пло­ скостям, $ — делимость по продольным плоскостям, L — трещи­ ны по полого падающим плоскостям, 1 — делимость по полого падающим плоскостям, F — линейная параллельная текстура

Str. fl. (Streckflachen) — плоскости, по которым сброшены более древние трещины и жилы, А — жилы аплита (двойные линии).

А — I — жилы по L, А — q — жилы по Q

ос обозначает буквами S и L, обнаруживают хорошо выра­ женную отдельность, третья же — Q — хотя и образует гладкие стенки, но хорошей отдельностью не обладает. Па­ раллельно направлению S проходит направление плоскост­

ной параллельной текстуры, характеризующейся параллель­ ным положением пластинок 001 слюды. Иногда эту роль мо­ гут играть также плоскости L. Кроме того, часто бывает возможно распознать линейную параллельную текстуру, ко­ торая обусловлена расположением столбчатых кристаллов

175

полевого шпата. В классических обнажениях окрестностей Штрелена, в Силезии полевые шпаты залегают в плоскости S,

аих продольные оси расположены перпендикулярно к Q.

Так как плоскость Q в западной части области падает на восток,

ав восточной — на запад, то столбики полевого шпата име­ ют на западе наклон на запад, а на востоке — наклон на восток. Это значит, что полевые шпаты образуют дугу, к

которой перпендикулярны плоскости Q. Эти признаки не все­ гда бывают столь простыми и ясными, как в окрестностях Штрелена в Силезии, где непосредственно видно, что выжа­ тая наверх гранитная магма выполняет широкую трещину

меридионального простирания; но зато в других областях присоединяются некоторые другие признаки обеих фаз, об­ легчающие разрешение вопросов. Так, например, на плоско­ стях S и L часто встречаются плоские шлиры аплитового или обогащенного слюдой материала или же уплощенные

ксенолиты вмещающих пород. Встречаются также дайки, об­ разовавшиеся непосредственно после затвердения, главным образом приуроченные к плоскости Q. Этими признаками ча­ сто с большой ясностью характеризуется направление движе­ ния и направление наиболее сильного растяжения (рис. 61).

Спрашивается, чего можно достигнуть такими измере­

ниями? По нашему мнению, их значение заключается в сле­

дующем:

1) Если раньше глубинные массивы обозначались на геоло­ гических картах как площади тектонически «пустые», то те­ перь имеются текстурные индикаторы, позволяющие выявить характер деформации данного плутона.

2) Возможность установления связи между жидкой и твердой фазой при возникновении глубинных пород в свою

очередь позволяет связать между собой механизм интрузии

итектонической деформации.

3)Расположение параллельных текстурных элементов поз­

воляет выяснить картину интрузии магмы. Структурные приз­ наки твердой фазы, поскольку они располагаются конформно,

только завершают картину, возникшую при другом агрегат­

ном состоянии.

4)Соотношения эндогенных (внутриплутонических) и эк­ зогенных (в раме плутона) структур в области контакта да­

ют самые существенные данные по вопросу о включении глу­

бинных пород в орогенический процесс. Как это подчеркнул Клоос, имеются три возможности текстурно-механических от­ ношений:

а) параллельность или угловое несогласие структурных направлений вмещающей породы и контактовой поверхно­ сти. Согласное залегание — несогласное залегание;

176

ческих процессов и их отдельных фаз во времени. Однако здесь должна быть сделана некоторая оговорка. Точное и безупречное разрешение петромеханических задач с помощью этого метода оказывается возможным, строго говоря, толь­

ко в известном горизонте, а именно, в горизонте гранитных

магм, подымающихся в форме диапиров в образующий складки ороген. Наилучшие результаты получаются в отно­

шении так называемых поздних гранитов, поднимающихся

несогласно, но конформно, и часто связанных с позднеоро­ генной тектоникой разломов. Очень неясные результаты да­ ют граниты в ранее консолидированной раме, а также палин-

генные массы, оставшиеся в своем первичном ложе. Однако здесь иногда оказываются возможными комбинации с дру­

гими методами.

III. Деформация посредством движения и кристаллизации вещества происходит не только в магматических породах, но и во всех горных породах, под­ верженных перемешиванию при высокой температуре. Ре­ зультатом такого воздействия являются, как известно, кристал­ лические сланцы, которые могут состоять из первичного магма­ тического или осадочного материала. С повышением темпера­ туры и давления они становятся однородными, так что в конце концов исчезают все распознаваемые на поверхности различия. Это связано с тем, что каждое перемещение масс горных пород представляет результат отдельных движений, причем с возрастанием подвижности уменьшаются отдель­ ные движущиеся элементы. Переход от жидкого состояния к

пластичному и затем к твердому представляет собой в смыс­ ле структурного анализа увеличение размеров зерен отдель­ ных самостоятельно передвигающихся элементов — от ато­ мов и молекул к минеральным зернам и их группам. При од­ нородном движении отдельные элементы, главным образом

зерна минералов, располагаются в известном порядке: они пово­ рачиваются до тех пор, пока по форме и по внутренне­ му строению не займут положения, параллельного направле­ нию транспорта, т. е. осям эллипсоида деформации. Так, на­ пример, пластинчатая слюда располагается параллельно ко­

ординатной плоскости ав, о которой уже говорилось выше, а

столбики полевого шпата вытягиваются параллельно направ­ лению движения а. Это продолжается до тех пор, пока жид­ кое минеральное «месиво», каким является расплавленная масса, остается до известной степени пластичным. С возра­

станием уплотнения, с увеличением трения между зернами

отдельные изометрические элементы вращаются лишь до тех пор, пока направление наилучшей делимости не совпадет с направлением движения. В дальнейшем зерна могут в этом

178