Эндогенные складки тектонического происхождения, сформированные в средней коре (глубинная складчатость).

Глубинные складки имеют широкое региональное распространение и развиты преимущественно в докембрийских и в меньшей степени в палеозойских и мезозойских толщах. Формировались они на достаточно больших глубинах в условиях проявления значительного всестороннего и стрессового давления и высоких температур – вплоть до амфиболитовой и гранулитовой фации метаморфизма. В глубинных условиях происходит перекристаллизация пород, они приобретают более высокую пластичность и способность к вязко-пластическому течению огромных масс на большой территории. При разнородном составе пород слои при деформации будут вести себя по-разному.

Силы, вызывающие образование глубинной складчатости, могут действовать в горизонтальном или вертикальном направлении. Горизонтальные силы обуславливают формирование складчатости вертикального течения, горизонтальные – складчатости горизонтального течения.

● Складки вертикального течения характеризуются резко выраженной линейностью, острыми замками, крутыми крыльями, вертикальным и крутым положением шарниров, интенсивно развитой сланцеватостью, параллельной осевым поверхностям и кливажём. Они образуются при перемещении огромных сегментов земной коры вдоль глубинных разломов, направленных под углом к поверхности Земли, при общем горизонтальном сжатии.

● Складки горизонтального течения обладают более плавными очертаниями, круто наклонными или вертикальными шарнирами, крутым или вертикальным падением пород на крыльях. В плане они нередко отличаются сочетанием различных по размерам форм и общим веерообразным расположением, которые обусловлены различным перемещением материала под влиянием неравномерной нагрузки. Складки горизонтального течения возникают при общих поднятиях, а также при внедрении магматических масс в верхние части земной коры в результате неравномерного перемещения материала вмещающих пород в горизонтальном и наклонном направлениях.

3.3. Изучение складчатых форм

При образовании складок различные породы ведут себя по-разному. Одни из них деформируются как пластичные вещества, другие – как более или менее жесткие. В своё время для характеристики этих особенностей было введено понятие о компетентности пород. Компетентность горных пород – по Виллису (Willis, 1893), способность слоёв определённых типов горных пород передавать давление, проявляя при этом минимальные следы пластических деформаций. Такие породы соответственно называются компетентными. То есть, породы, деформирующиеся при складчатости как жёсткие материалы, будут называться компетентными, а пластичные породы – некомпетентными. Жесткие породы обычно образуют складки большего размера и сравнительно простой формы, в то время как пластичные породы образуют складки меньших размеров, существенно отличающихся своей формой от складок по жёстким породам. В тех случаях, когда жесткие и пластичные породы залегают совместно, при складчатой деформации первые будут сминаться в простые большие складки, а вторые – в сложные мелкие складки, например, складки волочения и др. (рис. 3.28-3.31). Это явление называется дисгармоничной складчатостью.

Роль эксперимента в изучении складок и процессов складкообразования. Современные модели экспериментально дублируют условия, постулированные в теоретических исследованиях, а результаты оцениваются по тому, насколько тесно они приближаются к примерам, наблюдаемым в поле.

Роль слоистости в образовании складок. Складки могут образовываться только в слоистых осадочных и вулканогенных породах, в метаморфических сланцеватых породах и в полосчатых магматических комплексах. При деформации в первых породах сминаются границы и слои, во вторых – сланцеватость, а в третьих – магматическая расслоенность.

В процессе складкообразования особенно важными и определяющими последовательность и характер деформаций при образовании складок являются следующие факторы: физические условия, при которых происходит складкообразование (температура, всестороннее давление, растворы, скорость деформации и её постоянство, направление, длительность и величина напряжений, а также степень выдержанности напряжения по направлению, внутреннее поровое давление); характер подвергающихся складкообразованию пород (состав, мощности, степень однородности состава и физических свойств пород слоёв.

Наложение складок. Среди наложенных деформаций в первую очередь представляет наибольший интерес формирование наложенных складок, обусловленных изменением направления деформаций, которым подвергался тот или иной объём уже смятых в складки горных пород (рис. 3.51). Наложенные складки в большинстве случаев являются не единичными, а образуют системы субпараллельно расположенных складок с закономерной ориентировкой осевых поверхностей и шарниров и другими признаками продольного сжатия (рис. 3.56).

При коаксиальных деформациях шарниры разновозрастных складок будут ориентированы одинаково, а их последовательность и этапность определяется по характеру деформации осевых поверхностей (рис. 3.52, 3.53а). В случае проявления некоаксиальных деформаций деформированы не только осевые поверхности и крылья, но и шарниры более ранних складок (рис. 3.53б).

Наложение складчатостей очевидно, когда наблюдаются складки, смятые в новые складки («складка в складке»). Обнаружение в замковых частях крупных складок хотя бы самых мелких складок, осевые поверхности которых идут поперёк осевой поверхности крупной складки, позволяет судить об их более раннем образовании (рис. 3.57а). Следовательно, при геологическом картировании и при прослеживании границ особое внимание необходимо уделять изучению замковых частей крупных складок.

Наложение складчатостей устанавливается по закономерному изменению в разных частях складки положения шарниров мелких складок (рис. 3.57б) или положения более ранней линейности (за исключением коаксиальных складок). Надёжным признаком наложения деформаций является широкое развитие складок с крутыми, почти вертикальными шарнирами. Но в случае сложной трёхмерной деформации и шарниры складок одного этапа деформаций на некоторых участках могут быть сильно изогнуты.

Рис.3.51. Наложение прямых складок на лежачие изоклинальные складки в Сев. Беломорье, по Б.И.Кузнецову. 1 – гнейсы; 2 – амфиболиты; 3 – границы разных пород и углы их падения; 4 – осевые поверхности (ОП) ранних складок; 5 – осевые поверхности наложенных складок; 6 – направление и углы погружения шарниров складок, углы падения ОП, и углы между крыльями (внизу стрелки).	Рис. 3.52. Варианты узора при коаксиальной трёхкратной складчатости (разрезы перпендикулярны шарнирам).

Рис.3.54. Соотношения складок. а) - соседние складки F1 и F2 с выпуклостью в одну сторону как признак наложения складчатостей, по В.В.Эзу (1978). б) – узор ранних асимметричных складок в более поздней и более крупной структуре (С-З Испании), по И.Энгелсу (Engels, 1972).
Рис.3.53. Стандартные морфологические ситуации проявления двух этапов складчатых деформаций. а –коаксиальные деформации; б – некоаксиальные деформации; в – деформированная и разорванная изоклинальная складка; г – наложенная неоднородная деформация

Наложенные деформации можно определить по целому ряду косвенных признаков: по смятым в складки поверхностям сланцеватости, по пересечению двух новообразованных плоскостных текстур, по наличию плоскостных структур, резко асимметричных по отношению к осевым поверхностям складок, по рисунку асимметричных складок в крыльях крупной складки (рис. 3.54б), по наличию двух соседних складок с выпуклостью в одну сторону (рис. 3.54а) и т.д.

Рис. 3.55. Схема эволюция складчатости в пределах Мамского района, по А.С.Флаассу. F1, F2, F3, F4 - складки первой, второй, третьей и четвёртой генераций; 1 – осевые плоскости складок F1; 2 – осевые плоскости складок F2; 3 – зоны рассланцевания, разделяющие складки F4.

На приведённых рисунках представлены далеко не все вероятностные случаи соотношений разновозрастных складчатых деформаций. Только скрупулёзные наблюдения (принцип – «нет мелочей!») на обнажениях и качественное картирование дают возможность более объективно выявить последовательность всех складчатых и прочих эндогенных процессов.

Рис.3.57. Признаки наложения складчатостей, по В.В. Эзу. а – мелкие складки, поперечные к крупным, по которым определяется более ранняя крупная складка; б – изменение положения шарниров ранних складок при наложении новых складок.
Рис.3.56. Антиформные и синформные складки, усложняющие более крупную антиформную складку (Северное Забайкалье). 1 – метаалевролиты; 2 – метапесчаники.

Определение типа складок в поле. В большинстве случаев при картировании складок наблюдаются их косые сечения. Формы складок в косых сечениях не соответствуют истинным формам складок и тем сильнее отличаются, чем меньше угол между сечением (стенкой, плоскостью обнажения или эрозионной поверхностью) и шарниром складки. В таких сечениях высота и ширина складки, отношение высоты к ширине, длина крыльев, угол между крыльями, мощность образующих складку слоёв, степень асимметрии складки являются не истинными, а кажущимися.

В полевых записях при изучении складок следует называть их синформами, антиформами и нейтральными складками, а термины «антиклиналь» и «синклиналь» можно использовать только в тех случаях, когда есть признаки кровли и подошвы слоёв или установлена стратиграфическая последовательность смятых в складку горных пород. Тип складки может быть определён только после установления истинных параметров складки: размеров крыльев, соотношений между ними и элементов залегания; угла между крыльями; положения осевой поверхности; ширины, высоты и длины складки; мощности пластов на крыльях и в замке складки; и т.д.

При изучении складчатых структур и конкретных складок необходимо определить и задокументировать следующие элементы и параметры, необходимые для более полного структурного анализа складок:

● Что смято в складку (слоистость, мигматитовая полосчатость, кристаллизационная сланцеватость и т.д.)

● Размеры складки (наблюдаемые, потом из них можно вычислить истинные).

● Количество складок.

● Азимут и угол падения осевой поверхности (ОП).

● Азимут и угол погружения шарнира (Ш). (Контроль: шарнир всегда лежит в плоскости осевой поверхности. Это проверяется на равноплощадной сетке Ламберта).

● У складок, отличающихся от изоклинальных, следует обязательно замерять азимуты и углы падения крыльев, и на сетке Ламберта вычислять азимуты и углы падения освой поверхности и шарнира.

● Величину угла между крыльями (контроль на сетке Ламберта или равноугольной сетке Вульфа).

● Симметричность складки (симметричная или асимметричная).

● Проверить, нет ли кристаллизационной сланцеватости, параллельной осевой поверхности и - линейности, параллельной шарниру, и нет ли более древних структурных элементов.

● При наличии двух и более систем складок описание давать для каждой складки и для каждой системы.

● Общее залегание плоскостных элементов, смятых в складки (насколько это возможно).

● При наличии системы складок азимут и угол падения зеркала складок.

● Если складка асимметрична, обязательно указать азимуты и углы падения короткого и длинного крыльев.

● Обязательно зарисовать и сфотографировать складку.

● Все эти замеры обязательны для сжатых и открытых складок. В изоклинальных складках крылья не меряются.

● Для определения положения шарнира (Ш) надо замерить положение крыльев (Кр₁ и Кр₂) по сланцеватости или полосчатости.

● Для определения положения осевой поверхности (ОП) надо иметь Ш (замеренный или вычисленный) и замер следа осевой поверхности (СОП), или же иметь замеры двух следов осевой поверхности.

● Для определения положения Ш можно иметь замеры одного крыла и ОП.

● Определять соотношение разного кливажа с полосчатостью и слоистостью.

● Определять тип асимметричных дополнительных складок и положение их шарниров.

● Определять положение линейности. Азимут погружения линейности можно получить, зная положение полосчатости (ПС) или сланцеватости (СЦ) и угол погружения линейности.

● Определять мощности пластов в различных частях складки (в разных крыльях, в замке и др.) в направлении, перпендикулярном к границам пластов.

Ведение записей. Записи в полевых книжках, на отдельных карточках или планшетах удобнее производить, пользуясь системой сокращений:

Слоистость – СТ (или S₀); сланцеватость – СЦ, СЦ₁, СЦ₂ и т.д. (или S, S₁, S₂ и т.д.); полосчатость – ПС; мигматитовая полосчатость МПС; кливаж – К; крыло складки – Кр₁, Кр₂; осевая поверхность складки – ОП; след осевой поверхности складки – СОП; зеркало складок, образованное слоистостью – ЗСТ; зеркало складок, образованное сланцеватостью – ЗСЦ; угол между крыльями – УК; шарнир складки – Ш (шарнир синклинальной складки или синформы - Ш_С, шарнир антиклинальной складки или антиформы - Ш_А).

Примеры записи конкретных замеров:

● для плоскостных элементов записывается азимут и угол падения – СЦ 325Ð60, ПС+СТ 20Ð45;

● для линейных элементов записывается азимут и угол погружения – Ш_С 187Ð7, (СОП₁ 20Ð35, СОП₂ 340Ð30);

● для угловых элементов – УК 45;

● в случае замеров простирания линейных элементов в субгоризонтальной плоскости обнажения – аз пр. ПС 270.

Определение типа складок на карте. На карте по соотношению границ пластовых тел с горизонталями выявляются крылья складок, нормальное или запрокинутое залегание их и методом стратоизогипс определяются элементы залегания крыльев. Затем вычисляется угол между крыльями, пространственное положение шарнира, соотношение длины и ширины складки. После этого с учетом всех параметров определяется морфологический тип складок.

Определение возраста складчатости в поле. В полевых условиях в первую очередь определяется относительный возраст складчатости. Это возможно, если, например, складчатый комплекс перекрыт образованиями (с руководящими формами фауны или флоры), не претерпевшими эту складчатость, или прорван недеформированным интрузивным телом. После определение абсолютного радиологического возраста прорывающего интрузивного тела определяется верхний предел возраста складчатости. Абсолютный возраст складчатости можно определить только в том случае, если в процессе деформации толщ происходила сингенетичная перекристаллизация, пусть даже и частичная. По вновь сформированным минералам и определяется радиологический возраст складчатости.

Определение возраста складчатости на карте производится также по соотношению с вышележащими толщами и рвущими интрузивными телами. Таким образом, определяется нижний и верхний предел возраста проявления складчатости. Например, отложения карбона (C_1-3) смяты в складки и перекрыты моноклинально залегающей толщей верхнепермских отложений. Значит, возраст складчатости будет постпозднекарбоново-допозднепермский (герцинский).

3.4. Изображение складчатых форм

Изображение складчатых структур на картах сводится практически к прослеживанию маркирующих границ, горизонтов или стратиграфических подразделений по обнажениям на поверхности, а также горными или буровыми работами. Часть границ может быть построена методом стратоизогипс. На карте в конечном варианте должны быть отображены структурные элементы складок: элементы залегания крыльев складок, шарниров и осевых поверхностей и т.д. общепринятыми условными обозначениями (рис. 3.58).

Рис. 3.58. Условные обозначения плоскостных и линейных элементов. 1 – горизонтальное (а), наклонное (б) и вертикальное (в) залегание слоистости; 2 - горизонтальное (а), наклонное (б) и вертикальное (в) залегание сланцеватости; 3 - горизонтальное (а), наклонное (б) и вертикальное (в) залегание полосчатости; 4 - горизонтальное (а), наклонное (б) и вертикальное (в) залегание плоскостных структур течения; 5 - горизонтальное (а), наклонное (б) и вертикальное (в) залегание кливажа; 6 – направление (азимут) и угол погружения линейности 1-ой и 2-ой генерации; 7 - направление (азимут) и угол погружения азимутов синформ 1-ой и 2-ой генерации; 8 - направление (азимут) и угол погружения азимутов антиформ 1-ой и 2-ой генерации; 9 - направление (азимут) и угол погружения гофрировки (ребристости, бороздчатости); 10 – элементы залегания слоистости и линейности; 11 – зеркало складок, очерченных поверхностями слоистости; 12 - зеркало складок, очерченных поверхностями полосчатости; 13 – следы осевых поверхностей синклиналей (или синформ): симметричной с вертикальной осевой поверхностью (а); асимметричной с наклонной осевой поверхностью (б); опрокинутой с наклонной осевой поверхностью (в, г); 14 - следы осевых поверхностей антиклиналей (или антиформ): симметричной с вертикальной осевой поверхностью (а); асимметричной с наклонной осевой поверхностью (б); опрокинутой с наклонной осевой поверхностью (в, г);

Большие возможности в картировании складчатых структур связаны с тщательным дешифрированием аэрофотоснимков, которые для многих районов являются наиболее надёжными источниками информации. Основное значение при дешифрировании складок имеют пластовые треугольники, а также особенности литологического состава и замыкания складок и изучение геоморфологических особенностей рельефа. Строение складок с наклоном крыльев в разные стороны от её оси можно выявить по пластовым треугольникам, которые в антиформах своими вершинами направлены в противоположные стороны, а в синформах – навстречу друг другу. В асимметричных складках форма пластовых треугольников неодинакова: на пологом крыле пластовые треугольники более острые, чем на крутом, и они совершенно исчезают при вертикальном залегании крыла. В опрокинутых складках вершины пластовых треугольников на обоих крыльях направлены в одну и ту же сторону. При выровненном рельефе, однообразном составе пород и изоклинальных складках их замыкания являются единственным надёжным признаком дешифрирования складчатых форм залегания.

Изображение складчатых структур на геологических разрезахявляется довольно сложной операцией. Выбрав линию разреза, строят профиль рельефа, на который наносят положение осей складок и точки пересечения линии разреза с геологическими границами на карте. Затем на разрез наносятся углы падения парод: истинные (замеренные), если разрез проходит перпендикулярно к простиранию пород; пересчитанные по номограмме (Приложение № ), если разрез проходит под углом к простиранию. После этого строятся крылья складок, а также их замыкания или своды.

Способы построения складок несколько различаются в зависимости от их морфологического типа. При изображении складок, характеризующихся постоянством мощности пород на крыльях и в замке (например, концентрических), используется метод радиусов (дуг). Такие складки имеют общий для всех слоёв центр изгиба. Его положение определяется как точка пересечения перпендикуляров к плоскости напластования пород. Границы слоёв проводятся циркулем из данного центра как дуги окружности. Чаще в природе складки имеют разную кривизну изгиба в различных частях, что должно учитываться при построении. С этой целью из точек замеров элементов залегания пород на профиле проводят перпендикуляры к границам напластования слоёв. Каждая пара перпендикуляров делит разрез на секторы, в пределах которых границы слоёв проводятся циркулем как дуги окружности из точки пересечения этих перпендикуляров (рис. 3.59).

По перпендикулярам откладываются границы пород в соответствии с их мощностью и установленной последовательностью, в том числе и пород, не выходящих в пределах данного сектора на поверхность. Эти отметки используются для изображения границ слоёв на глубине. При больших радиусах кривизны или субпараллельности перпендикуляров границы слоёв проводятся как линии, близкие к прямым, в соответствии с углом падения пород на данном участке.

Рис. 3.59. Построение складок на разрезах методом радиусов. Точками показаны центры радиусов изгибов.

Построение подобных складок обычно начинается с изображения границы одного, например, маркирующего слоя, при котором могут использоваться уже описанные приёмы. Остальные границы можно построить путём параллельным смещениям их относительно границы маркирующего слоя с учетом их мощностей. Для угловатых подобных складок положение крыльев фиксируется по углам их наклона, а в замковых частях границы рисуются слегка закруглёнными. Наибольшие трудности вызывает изображение на разрезах дисгармоничных складок, где возможности применения геометрических приёмов весьма ограничены. При определении границ должны учитываться общие закономерности формирования дисгармоничных складок, взаимная ориентировка элементов складок различных порядков и форм.

Складчатости

Литература

Биллингс М.П. Структурная геология (перевод с английского). - М.: изд. Иностранной литературы, 1949. – 431 с.

Михайлов А.Е. Структурная геология и геологическое картирование. – М.: Недра, 1984. – 464 с.

Эз В.В. Структурная геология метаморфических комплексов. – М.: Изд. «Недра», 1978. – 191 с.

Ажгирей Г.Д. Структурная геология. М.: Изд-во Московского университета, 1966. – 348 с.

Кушнарёв И.П., Кушнарёв П.И., Мельникова К.М. Методы структурной геологии т геологического картирования. – М.: «Недра», 1984. – 375 с.

Очерки структурной геологии сложнодислоцированных толщ (под ред. В.В. Белоусова и В.В. Эза). – М.: «Недра», 1977. – 271 с.

Полевая геология: Справочное руководство: В 2 кн. (под ред. В.В. Лаврова и А.С. Кумпана). – Л.: «Недра», 1989. – Кн. 2: 455с.

Спенсер Э.У. Введение в структурную геологию: перевод с англ. (под ред. Ю.Е. Погребицкого). – Л.: «Недра», 1981. – 367 с.

Глава 4. Геологическое картирование интрузивных образований

Магматические породы, застывающие на глубине от поверхности Земли, называются интрузивными телами (плутонами или интрузивами), а сам процесс внедрения магмы в земную кору – интрузией.

Знание формы магматических тел, их особенностей и внутреннего строения даёт возможность для определения их генезиса и условий внедрения, а также – для металлогенического прогнозирования по латерали и на глубину.

Интрузивные породы развиты в земной коре очень широко, в основном в фундаментах древних платформ, на щитах и в складчатых областях. В платформенном чехле они присутствуют крайне редко. 85% из всех интрузивных пород составляют гранитоиды, 10% - породы среднего и щелочного состава и около 5% - основные и ультраосновные породы. Большая часть интрузивных пород, особенно гранитоидов, имеет раннедокембрийский возраст. От позднего протерозоя и в фанерозое (от палеозоя, мезозоя до кайнозоя) доля их общего объёма в массе пород складчатых областей уменьшается.

Размеры массивов, сложенных интрузивными образованиями, разнообразны – от десятков сантиметров шириной до сотен километров в поперечнике. Формы массивов также чрезвычайно многообразны как в горизонтальном, так и в вертикальном сечении и в трёхмерном измерении. Глубина формирования интрузивов различна. Выделяются четыре фации глубинности: 1) субвулканическая – от 0 до 1.0 км; 2) гипабиссальная (фация малых глубин) – от1 до 3 км; 3) мезоабиссальная (фация средних глубин) – от 3 до 8 км; 4) абиссальная (фация больших глубин) – от 8 км и глубже.

В процессе геологического картирования территорий, на которых развиты интрузивные образования, выделяется несколько этапов: 1 – выявление формы, пространственного положения и соотношения массивов с вмещающими породами; 2 – составление разрезов и системное изучение внутреннего строения массивов; 3 – определение формационной принадлежности, относительного и абсолютного возраста, а также корреляция интрузивов.