Структурная геология - Ажгирей Г.Д.
Скачать (прямая ссылка):
стичные породы весьма подвержены выжиманию в ядра главных антиклинальных складок.
Таким образом, дисгармоничной складчатостью предлагается называть такую складчатость, которая образована вполне одновременно, но обладает формами, отчетливо различными в разных этажах разнообразного по составу стратиграфического разреза.
В некоторых трудах по структурной геологии дисгармоничной складчатостью называют подобную складчатость, причем приоритет принадлежит именно такому пониманию термина. Однако уже на примере истории термина формация мы могли видеть, как с течением времени принципиально изменялось его содержание. Учитывая, что понятие о дисгармоничной складчатости в настоящее время большинством геологов принимается не в первоначальном его смысле, а в значении, употребляемом здесь нами, следует окончательно договориться применять термин дисгармоничная складчатость только в этом, последнем смысле.
В качестве одного из замечательных примеров дисгармоничной складчатости может быть приведена герцинская складчатость толщ среднего палеозоя в горах Каратау, в Тянь-Шане. Нормальный разрез здесь, снизу вверх по В. В. Галицкому, представлен:
Рис. IV-36. Понижение уровня зеркала складчатости в восточных цепях
Скалистых гор Канады
1) грубослоистой свитой аркозовых песчаников и конгломератов (средний девон и франский ярус верхнего девона) мощностью 1500— 2200 м;
2) свитой слоистых, известняков и сланцеватых мергелей (фамен-ский ярус верхнего девона) мощностью 770—1100 м;
3) свитой грубослоистых известняков (нижний карбон) мощностью более 1000 м.
Выше залегают разнообразные известняковые и частью терригенные осадки нижнего карбона, возможно также среднего карбона общей мощностью в 1000—2000 м.
Три упомянутые свиты первоначально залегали согласно, что доказывается следующими фактами. В верхах свиты» аркозовых песчаников повсюду наблюдается горизонт так называемых туфо-аргиллитов, имеющий в нормальном залегании небольшую мощность (около 100 м) и связанный постепенными переходами с аркозовыми песчаниками. Таким образом, свита аркозовых песчаников не испытала сколько-нибудь существенных деформаций и размыва перед началом отложения фаменских известняков и мергелей. Верхний горизонт свиты известняков и мергелей фамена, имеющий небольшую мощность (100—150 м), также почти всюду сохранился под покровом свиты грубослоистых известняков нижнего карбона.
При деформации всех трех свит в одну из верхнепалеозойских фаз, в каждой свите развились различные формы складчатости. Аркозовые песчаники, представляющие жесткие породы, образовали несколько очень
больших куполовидных брахискладок. Простые складки образуют также свиты грубослоистых известняков нижнего карбона, но формы этих складок существенно отличаются от формы складок аркозовых песчаников. Для свиты нижнего карбона характерны широкие, плоские синклинали, разделенные узкими, остроугольными (килевыми) антиклиналями, обычно-нарушенными разрывами вдоль осевой плоскости (рис. IV-37). Складки верхней и нижней жестких свит, кроме того, не всюду совпадают. Антиклинали известняков карбона в некоторых местах сильно смещены относительно антиклиналей аркозовых песчаников, что приводит в этих участках к особенно энергичному выжиманию пород промежуточной пластичной свиты известняков и мергелей фамена. Последние собраны в складки значительно меньших размеров (т. е. являются структурами более высоких порядков). Как можно видеть на рис. IV-37, складки фаменской свиты опрокидываются в сторону замков антиклиналей больших складок.
Смятие в складки фаменских пород путем простого механического воздействия волочения вышележащих жестких известняков на фамен-
/?S3 гщщ J^m 4J-—"1 5 [ЩИ
Рис. IV-37. Схематический геологический разрез через Карабулакский купол и Бельмазарскую синклиналь в горах Наратау
/ — свита известняков C1; 2 —свита слоистых известняков и мергелей D^; 3—аргиллиты D3;[~;4 — свита аркозовых песчаников Dj-j-3; 5—брекчии межформационного тектонического срыва
скую толщу мощностью около 1000 м, конечно, совсем невероятно. Следовательно, это не складки волочения в старом понимании, а складки пластического волочения, т. е. упорядоченного пластического течения в пространстве между двумя жесткими толщами. Представляет большой теоретический интерес то обстоятельство, что значительная часть морфологических черт складок пластическою волочения, их брахиформность, т. е. ундуляция осей складок по простиранию, развитие кливажа, параллельного осевым плоскостям складок, и прочие особенности не отличимы от черт, характерных для других типов складок геосинклинальных областей, происшедших, как предполагается, в обстановке тангенциального сжатия. Однако ориентировка наклона осевых плоскостей у складок пластического волочения обратная той, какая наблюдается в системах складок, образующихся в условиях свободного роста, т. е. не зажатых между толщами жестких пород.
Важной особенностью дисгармоничной складчатости в рассматриваемом примере является подчиненность многих крупных разрывных нарушений отдельным этажам дисгармоничной структуры. Эти нарушения зарождаются внутри пород пластичной толщи, достигают значительных амплитуд (известны надвиги с перемещениями одного блока относительно другого на 6—8 км), но не переходят, во многих случаях, в нижележащие и вышележащие жесткие толщи. Характерная черта части таких надвигов
