Геология / 4 курс / Структурный анализ / Казаков_Заика-Новаций

В общем случае для отличия многократной складчатости (три и более этапов) от двукратной можно воспользоваться следующим правилом: если структурно-морфологический рисунок на плане или карте существенно отличается от того, какой вызывается двукрат­ ной складчатой деформацией (см. рис. 79, 89—92), то деформация была многократной. Все же этим правилом нужно пользоваться осмотрительно, имея в виду два ограничивающих обстоятельства: 1) если шарниры складок на участке двукратной деформацией па­ дают наклонно (план или карта) или располагаются косо к срезу обнажения, то структурно-морфологический рисунок может отли­ чаться от стандартного при двукратной деформации; 2) если шар­ ниры складок какого-либо этапа горизонтальны (план или карта) или параллельны срезу обнажения, то изгибы этих складок в дан­ ном сечении не видны и этот этап выпадает из поля наблюдения, а трехкратная деформация может быть принята за двукратную.

Во многих комплексах установлено, что число этапов складча­ тости, характеризующихся складками с определенными особенно­ стями и ориентировкой, достигают пяти-шести и даже более. Четыре и более генераций складок в одном обнажении, как правило, вы­ явить невозможно. Многократные генерации устанавливаются на основании корреляции складок в различных частях исследованной площади. Кроме этого, практикой структурных исследований вы­ явлены некоторые закономерности, знание которых облегчает рас­ шифровку многократных деформаций к последовательности обра­ зования различных генераций складок, а именно:

1. Складки одной-двух-трех более древних генераций оказыва­ ются более сильно сжатыми, чем складки последующих более мо­ лодых генераций. Складки более древних генераций изоклинальны или близки к ним, опрокинутые и лежачие (хотя нередки и случаи вторичного крутого или вертикального залегания), тогда как склад­ ки более молодых генераций, как правило, симметричные с верти­ кальными осевыми плоскостями.

2. Осевые плоскости складок древних генераций сильно изогну­ ты, нередко до субпараллельного положения, их ориентировка в пространстве изменяется на сравнительно коротких расстояниях. Осевые плоскости складок поздних генераций, как правило, прямо­ линейны, по простиранию и падению регионально выдержаны.

3. От более древних к более молодым этапам степень анизотро­ пии в ориентировке шарниров и осевых плоскостей складок увели­ чивается.

Индексация структурных элементов разного возраста. Изучение многократных деформаций и связанных с ними структурных эле­ ментов вызвало необходимость в новой символике, посредством ко­ торой можно было бы кратко обозначить главнейшие понятия. Этому служит индексация структурных элементов, которой мы уже частично пользовались (рис. 92—94 и др.)*

В структурной геологии складки принято обозначать индексом F, плоскостные элементы (плоскости слоистости, сланцеватости, кливажа, осевые плоскости складок и др.) — S и линейные элемен-

130

8. Индексация структурных элементов разного возраста

ты — L. Их последовательные генерации обозначаются цифрами 1, 2, 3 и т. д., которые ставятся справа внизу от буквенного индекса.

Слоистость обозначается S 0, конседиментационная линейность (гальки конгломератов, линии пересечения косых слойков и др.) — Lo, оползневые складки — F 0. Для первого этапа деформаций — F u Si, Lb для второго этапа — F2, S2, L2 и т. д. Если существуют какиелибо отличия в ориентировке элемента, то для выделяемых разно­ видностей можно добавлять индекс справа вверху, например, F'

и

Линейные элементы многообразны как по своему возрасту, так и по особенностям проявления. Они могут обозначаться как L или / с соответствующими, если необходимо, приставками. Среди них выделяется особая группа линейности, имеющая чрезвычайно важное значение в структурной геологии,— это шарниры складок, которые обозначаются индексом «в».

Главнейшие индексы структурных элементов суммированы в табл. 8.

Корреляция одновозрастных складок в многократно деформиро­ ванных комплексах. Структурная расшифровка и корреляция од­ новозрастных деформаций это весьма длительный процесс взаим­ ного сравнения различных данных по соотношениям складок, ориентировке и особенностям синхронных с ними структурных эле­ ментов, специфике проявлений метаморфизма и магматизма в складчатые и межскладчатые периоды, направленности структур­ ной эволюции в отдельных участках. Корреляция деформаций мо­ жет идти по двум направлениям: 1) сравнение и сопоставление складок разных участков между собой по их ориентировке и харак­ терным особенностям; 2) корреляция в пространстве и во времени элементов синхронного структурного парагенезиса. Предполагается, что сходство ориентировки складок, их морфологических парамет­ ров, одинаковое содержание и набор элементов синхронного струк­ турного парагенезиса свидетельствуют о сходстве условий складко­ образования в пределах одного этапа складчатости. Это положение хорошо оправдывает себя при сравнении структурных данных по

небольшим обычно смежным площадям, но не всегда оказывается применимым для корреляции деформаций в больших регионах, на отдельных участках которых условия складкообразования могут быть существенно различными. Последнее особенно ярко проявля­ ется в зонально-метаморфизованных комплексах. Вследствие нерав­ номерного метаморфизма синхронная минерализация в разных час­ тях комплекса будет существенно различной, и по этому признаку синхронные деформации не смогут быть скоррелированы. Синхрон­ ная минеральная линейность (по силлиманиту, дистену, роговой обманке), проявленная в высокометаморфизованных породах ком­ плекса, будет нацело отсутствовать в породах низкотемпературных фаций.

На ориентировку складок может большое влияние оказать кри­ сталлический фундамент комплекса, обнаженный или расположен­ ный на глубине, и его аллохтонные отторженцы. В таких участках стиль складок, ориентировка осевых плоскостей и шарниров могут резко меняться на небольших расстояниях. Кроме того, по причи­ нам, которые остаются сейчас еще не вполне выявленными, складки по площади комплекса зачастую распределяются неравномерно, образуя концентрации в одних местах и отсутствуя в других.

Несмотря на эти осложняющие обстоятельства, корреляция деформаций на площади комплекса теоретически возможна и практически осуществима. Установив последовательность образо­ вания складчатых форм и элементов структурного парагенезиса на отдельных участках, необходимо для складок каждого этапа выде­ лить тот главный признак, который остается неизменным на всей площади комплекса. Это может быть, например, выдержанная ори­ ентировка шарниров или сланцеватости — кливажа, особенности минерализации и т. д. Точность корреляции резко возрастает, если в разных участках комплекса удается найти общие качества, свой­ ственные группам структурных элементов. Хорошими хронологи­ ческими реперами являются мелкие интрузивные тела, внедрившие­ ся между этапами складчатости.

При определении корреляционных признаков следует контроли­ ровать себя некоторыми общими закономерностями, установленны­ ми для метаморфических комплексов.

Пример последовательности складчатых деформаций в много­ кратно деформированном комплексе. В качестве такого примера мы рассмотрим складчатость в кристаллических сланцах одного из участков Мармарошского массива Восточных Карпат. Участок рас­ положен в бассейне ручья Тукало, впадающего в Тиссу у с. Деловое. Сложен в основном хлорит-серицитовыми кристаллическими слан­ цами, местами в них появляются вкрапленники полевого шпата. Последним разновидностям карпатскими геологами дано название «порфироиды», а сланцы в целом представляют собой метаморфизованные кислые эффузивы. Встречено также два прослоя кварци­ тов. В северо-западной части участка породы пересекаются широт­ ной дайкой лампрофира (гранатового керсантита).

Основой структурного картирования данного участка, как и

132

Рис. 94. Разновозрастные складчатые структуры в кристаллических сланцах (часть Мармарошского массива Украинских Карпат, руч. Тукало, впадающий в р. Тиссу выше с. Д елового):

1 — дайка лампрофира (гранатового керсантита), 2 — кварциты, 3 — «порфироиды», 4 — разновидности переходные от «порфироидов» к хлорит-серицитовым сланцам, которые со­ ставляют основной фон пород участка, 5 — обобщенное залегание сланцеватости, 6 — ан­ тиклинали, 7 — синклинали

структурного картирования вообще, являлось тщательное измере­ ние и прослеживание плоскостных и линейных элементов при учете литологии и выявление взаимного возраста складок, накладываю­ щихся последовательно друг на друга. Использование признаков наложенных деформаций и признаков корреляции, рассмотренных выше, позволило установить четыре этапа складчатых деформа­ ций — F j, F2f FZt F4 (рис. 94).

Складки этапа F\ — наиболее древние. Они представлены изо­ клинальными разновидностями складок ламинарного течения с ин­ тенсивно развитой кристаллизационной сланцеватостью, параллель­ ной осевым плоскостям, что указывает на их синхронность с мета­ морфизмом. Падение шарниров этих складок по условиям обнажен­ ности определить не удалось (вообще, определение угла падения шарнира в складках этого типа удается сделать очень редко). Складки Fi прослеживаются в направлении осевых плоскостей на 8— 10 м. Осевые плоскости складок изгибаются складками Fz и F4. Взаимоотношение со складками F2 не наблюдалось, но поскольку последние изгибают сланцеватость, то они являются более молоды­ ми, чем складки F\.

F2 — складки непостоянной морфологии: изоклинальные, лежа­ чие, а также пологие, открытые. Сопровождаются линейностью фрагментов-будин, параллельной шарнирам, которые по простира­ нию совпадают со сланцеватостью и падают под углом 10—40°. Обычная длина этих складок в пределах 50 м, иногда достигает 200 м. Складки F2 изгибаются складками Fz.

133

Fz — крупные открытые симметричные складки с размахом кры­ льев до 50— 100 м. Длина складок достигает 300 м, обычно до 100 м. Их осевые плоскости субперпендикулярны сланцеватости, а паде­ ние шарниров совпадает с падением сланцеватости. По этому при­ знаку / 3 и более молодые FA отличаются от складок F\ и F2, про­ стирание осевых плоскостей которых субпараллельно простиранию сланцеватости.

F4 — очень крупная синклиналь с прослеженной длиной по осе­ вой плоскости более 400 м является главной структурой участка. Крылья ее уходят за пределы участка и их размах составит не ме­ нее 1 км. Синклиналь открытая, симметричная. Осевые плоскости складок Fzy как перпендикулярные сланцеватости, располагаются веером относительно осевой плоскости складки F4.

Осевые плоскости Fs перпендикулярны осевой плоскости FA в удалении от нее и располагаются под косым углом вблизи. В этом направлении угол между осевой плоскостью F$ и осевой плоскостью F4 уменьшается. Рассмотренные соотношения однозначно указыва­ ют на то, что складка F4 моложе складок Fz.

Все генерации складок, кроме F\, сопровождаются комплексом мелких складчатых форм.

Общие особенности структурного развития на рассматриваемом участке можно свести к двум: 1) синметаморфическими являются только самые ранние складки (Л ), все остальные генерации-скла­ док — постметаморфические; 2) размер структур от более древних к более поздним постепенно увеличивается.

7.10. Структурные ряды

Изучение наложенных деформаций во многих метаморфических и неметаморфизованных комплексах земного шара дало громадный материал, который со всей очевидностью показывает, что морфоло­ гия и физические свойства последовательно возникающих складок не являются случайными. Складки эволюционируют таким обра­ зом, что роль пластических деформаций в их образовании постепен­ но снижается и возрастает роль хрупких деформаций. Так, наиболее ранние складки (не считая оползневых структур) являются склад­ ками ламинарного течения, сильно сжатыми и изоклинальными, обычно синхронными с метаморфизмом. Их особенности указывают на высокотемпературные условия, сильные давления и на ведущую роль пластических деформаций и явлений текучести.

В последующий этап складчатости образуются открытые склад­ ки той или иной ориентировки. В их образовании главнейшую роль играет изгиб слоев с дифференциальными послойными движениями. Явления текучести почти не развиваются, пластические деформации также развиты слабо. Иногда сопровождаются явлениями будинажа.

Завершают структурное развитие складки в тесном парагене­ зисе с формами, образованными при хрупкой деформации. Это кинк-структуры, шевроновые складки, будинаж, сингенетические

134

разрывы, зоны рассланцевания. Метаморфизм не превышает усло­ вий зеленосланцевой фации, а то и вообще отсутствует.

Вот эти совокупности складок, образующихся последовательно- в условиях понижения роли пластических деформаций и возраста­ ния роли хрупких деформаций, получили название нисходящих структурных рядов. Такая направленность в изменении свойств де­ формируемого вещества показывает, что нисходящие структурные ряды образуются в условиях постепенного воздымания уровня складкообразования из глубоких горизонтов земной коры в более высокие горизонты.

Независимо от возраста осадконакопления, складчатости и ме­ таморфизма комплексов особенности последовательно возникающих генераций складок в целом оказываются тождественными, а на­ правленность складчатого процесса идентичной. Поэтому вероятно, что нисходящий характер складчатого процесса есть общее свой­ ство тектоники глубинных зон, мало изменяющееся от возраста складчатости.

7.11. Структурно-возрастная шкала

Устанавливая в данном комплексе последовательность образо­ вания складчатых форм и выделяя на этом основании этапы склад­ чатости, мы получаем структурно-возрастную шкалу, в которой от­ дельные этапы складчатости играют роль хронологических реперов. К примеру, для рассмотренного выше участка кристаллических сланцев Восточных Карпат (см. рис. 94) хронологическими репе­ рами являются этапы образования складок F u F2, Fz, F4.

К настоящему времени структурно-возрастные шкалы в полной или частичной форме известны для многих метаморфических комп­ лексов, особенно докембрийских. Начались работы и по установ­ лению структурно-возрастных шкал в фанерозойских слабо метаморфизованных и неметаморфизованных комплексах. Как мы уви­ дим ниже, структурно-возрастные шкалы приобретают чрезвычайно важное значение, поэтому их открытие и обоснование нужно считать крупнейшим достижением структурной геологии последних десяти­ летий.

В структурно-возрастной шкале — наиболее дробной из приня­ тых ныне геологических шкал — может быть неизвестен абсолют­ ный возраст этапов складчатости, равно как в большинстве случаев неизвестна длительность перерывов между ними, но их возрастное положение относительно друг друга определяется достаточно на­ дежно.

Одной из главных задач геологии вообще является поиск хро­ нологических рубежей, разделяющих крупные совокупности эволюционно направленных геологических процессов. Если говорить о стратиграфии,— то это рубежи, отмечающие формирование различ­ ных комплексов, серий, толщ. Для установления временных границ между комплексами или геологическими циклами в геологии ис­ пользовались и используются поныне стратиграфические и струк­

135

турные несогласия, межформационные граниты (как образования на завершающей стадии жизни комплексов), микрофитофоссилии (остатки первоначальных форм жизни типа спор, фитопланктона или примитивных водорослей), этапы регионального диафтореза, геохронологические методы и т. д. Использование всех этих призна­ ков, способов и методов позволяет, однако, отбивать только крупные куски времени и оказывается бессильным, чтобы расшифровывать историю формирования состава и структуры комплекса или, иными словами, последовательность совершающихся при его образовании геологических событий. Только использование структурно-возраст­ ной шкалы позволяет решить эту задачу, так как к ее реперам по­ средством определения возрастных взаимоотношений со складками того или иного этапа могут быть «привязаны» другие геологические события, из которых главными являются процессы метаморфогенного минералообразования и внедрение интрузивных тел. На этой основе могут быть скоррелированы или сопоставлены этапы склад­ чатости с этапами метаморфизма и магматизма и выявлены осо­ бенности эволюции каждого из этих процессов в отдельности для конкретных комплексов.

7.12.Соотношение складчатых деформаций

сметаморфизмом и магматизмом

До недавнего времени все сложные соотношения глубинных про­ цессов объяснялись из концепции Я. Седергольма, выдвинутой им в 1932 г. Главнейшим в этой концепции является постулат о эпо­ хах диастрофизма, в которые синхронно и одноактно происходило складкообразование, внедрение кислых магм и мигматизация ими пород толщи при одновременном метаморфизме. В настоящее вре­ мя эту концепцию нужно считать устаревшей, так как исследования последних десятилетий показали, что любой из процессов — склад­ чатость, магматизм, метаморфизм или мигматизация — проявляют­ ся этапами или стадиями, составляя в целом эволюционный ряд, в котором каждое проявление метаморфизма или магматизма имеет четкие возрастные соотношения со складками того или иного этапа деформаций — хронологическими реперами структурно-возрастной шкалы. Поэтому выяснение этих возрастных соотношений состав­ ляет главную цель исследования.

Ниже рассмотрим основные критерии, на которых строятся вы­ воды по взаимным возрастным отношениям складок данного этапа, метаморфогенного минералообразования, мигматизации и внедре­ ния интрузивных тел. По отношению к складкам данного этапа то или иное проявление глубинных процессов может быть трояким — доскладчатым, синскладчатым или послескладчатым.

Возрастные соотношения складок и метаморфогенного минера­ лообразования. В метаморфических породах в этом отношении важ ­ но различать две разновидности — равномерно-зернистые породы и породы с крупными кристаллами минералов (порфиробластами) на

136

общем равномерно-зернистом и более мелкозернистом фоне породы. Первые представлены ассоциациями примерно равных по размеру минералов — кварца, полевых шпатов, слюд, иногда роговой обман­ ки и пироксена. Во второй разновидности пород крупные порфиробласты представлены гранатом, дистеном, ставролитом и другими минералами, более мелкозернистая масса аналогична породам пер­ вой разновидности. Поскольку порфиробласты являются относи­ тельно крупными объектами, то это позволяет выяснять их взаим­ ные возрастные отношения с синхронными элементами структурно­ метаморфического парагенезиса в складках — в первую очередь по отношению к кристаллизационной сланцеватости, параллельной осевой плоскости, и к шарнирам складок. Минеральный вид порфиробласт и их химический состав позоляют определить фацию ме­ таморфизма.

Д о с к л а д ч а т о е развитие минеральных ассоциаций узнает­ ся по тому признаку, что метаморфическая полосчатость, слагаемая различными сочетаниями этих ассоциаций, изгибается всеми гене­ рациями складок, включая самые ранние. Крупные порфиробласты,. имея иногда приуроченность к определенным литологическим раз­ новидностям пород, располагаются в целом незакономерно. Линей­ ность удлиненных порфиробласт не совпадает ни между собой, ни с одной из систем шарниров складок. Такие порфиробласты при последующем складчатом изгибе нередко механически изгибаются или разламываются. Если складки, по отношению к которым рас­ сматривается возраст порфиробласт, относятся к складкам лами­ нарного течения с кристаллизационной сланцеватостью, параллель­ ной осевой плоскости, то эта сланцеватость и нередко сопровожда­ ющие ее тонкие кварцевые прожилки рассекают порфиробласты (рис. 95, а, б).

Синскладчатое развитие минералов устанавливается на основа­ нии синхронного структурно-метаморфического парагенезиса, рас­ смотренного ранее. Подчеркнем здесь еще раз, что синхронная кри­ сталлизация осуществляется по плоскостям минимальных главных напряжений Отт и плоскостям максимальных скалывающих напря­ жений Тшах. Минеральная линейность (дистен, силлиманит, роговая обманка) располагается по пересечению этих плоскостей и совпа­ дает с шарнирами синхронных складок. Дополнительные возмож­ ности ориентировок обсуждались ранее.

П о с л е с к л а д ч а т а я метаморфогенная кристаллизация име­ ет много общего с доскладчатой кристаллизацией, так как и та и другая образуются в статических условиях. В том и другом случае отсутствует связь минералов с элементами синхронного структурно­ метаморфического парагенезиса, хотя в некоторых случаях и воз­ можна кристаллизация по ранее возникшим плоскостям кливажасланцеватости или трещинам. Порфиробласты не имеют четко выраженной предпочтительной ориентировки и, в отличие от доскладчатых порфиробласт, обладают более совершенной кристалло­ графической формой и пересекают плоскостные элементы структур­ но-метаморфического парагенезиса, такие как сланцеватость или

1 3 7

ESM1

тонкие кварцевые прожилки (рис. 95, в, г), параллельные осевым плоскостям в складках ламинарного течения.

Наиболее характерными минералами, кристаллизующимися в нескладчатых условиях (т. е. до или после образования складок данного этапа) являются ставролит, андалузит, кордиерит, хлоритоид. Ставролит кристаллизуется часто в виде крестообразных двой­ ников. Этот минерал, равно как и все перечисленные остальные, по старой терминологии надо было бы назвать антистресс-минералом.

В противоположность им, слюды, хлориты, дистен, силлиманит, роговые обманки обнаруживают тенденцию к синскладчатой кри­ сталлизации. В меньшей мере этим минералам свойственна не­ складчатая кристаллизация. Минералы, которые кристаллизовались бы только синхронно с деформациями, неизвестны.

Гранат, полевые шпаты, кварц кристаллизуются в равной мере как в синдеформационных, так и статических условиях.

Возрастные соотношения складок и мигматитов. Геологам хоро­ шо знакома сложная динамичная и на первый взгляд запутанная структурно-морфологическая картина в участках развития мигма­ титов. Она породила мнение об особой, якобы не поддающейся изу­ чению обычными методами «дикой складчатости». В действитель­ ности эта сложность вызывается факторами различного свойства:

138

1) наличием нескольких поколений мигматитовых выплавок в широком интервале — доскладчатых, синскладчатых, секущих. Кар­ тина усложняется при наложении нескольких этапов складчатости; 2) многообразием проявлений форм мигматитов: жилок, линз, сложных ветвистых форм, концентраций без четких контуров, от­

дельных порфиробластов и т. д.;

3)изменением мощности жилок и линз на коротких расстоя­

ниях;

4)произвольным срезом обнажения, в котором истинный стиль

складчатых форм может быть сильно искажен.

Сложное строение мигматитового участка может быть разложе­ но на составные элементы. Прежде всего, мы должны различать три типа мигматитовой лейкосомы по отношению к складкам, в ко­

двух типах.

Первый тип — в виде прямолинейных жилок мощностью до не­ скольких сантиметров, параллельных слоистости или полосчатости, протягивающихся на значительные расстояния и имеющих посте­ пенные переходы с субстратом. Такая лейкосома образовалась на месте за счет изохимической перекристаллизации или метаморфиче­ ской дифференциации. Ее поведение в целом пассивное. Только иногда проявляются признаки активизации лейкосомы — пластовые прожилки переходят в полого-секущие, но на другом стратиграфи­ ческом уровне они вновь стремятся занять положение, параллель­ ное слоистости-полосчатости. Лейкосома этого типа — основная разновидность доскладчатых, доинверсионных мигматитов, образо­ вавшихся до самых ранних складок.

При складчатой деформации прожилки лейкосомы изгибаются наравне с изгибом слоистости, полосчатости, сланцеватости, образуя массу мелких складок с очень динамичным узором (рис. 96, а). При изгибе в складки большинство жилок деформируется без разрыва сплошности, иногда увеличивая свою мощность в перегибах мелких изоклинальных складок. Деформация осуществляется посредством меж- и внутрикристаллического скольжения. Однако, нередки слу­ чаи, когда послойные жилки лейкосомы пережимаются, разрыва-

139