Количественная оценка деформаций разномасштабных структур Таласского Алатау, Кыргызстан

Войтенко, Вячеслав Николаевич

Бесплатный автореферат и диссертация по наукам о земле на тему
Количественная оценка деформаций разномасштабных структур Таласского Алатау, Кыргызстан
ВАК РФ 25.00.03, Геотектоника и геодинамика

Автореферат диссертации по теме "Количественная оценка деформаций разномасштабных структур Таласского Алатау, Кыргызстан"

На правах рукописи

Войгенко Вячеслав Николаевич

КОЛИЧЕСТВЕННАЯ ОЦЕНКА ДЕФОРМАЦИЙ РАЗНОМАСШТАБНЫХ СТРУКТУР ТАЛАССКОГО АЛАТАУ,

КЫРГЫЗСТАН

25.00,03 «Геотектоника и геодинамика»

Автореферат диссертации на соискание ученой степени кандидата геолого-минералогических наук

ООЗ 1604Э4

Москиа - 2007

Работа выполнена в Санкт-Петербургском государственном университете на кафедре динамической и исторической геологии геологического факультета и в Лаборатории вычислительной те ктоно физики Института физики Земли РАН (Москва).

Научный руководитель:

доктор геолого-минералогических наук профессор Худолей А, К.

(Санкт-Петербургский государственный университет) Официальные оппоненты:

доктор геолого-минералогических наук. Профессор Гончаров М. А. (Московский государственный университет)

доктор геолото-минералогических наук, Соловьев А. В, (Геологический институт РАН)

В еду1 ц ая организация:

Томский государственный университет

Защита состоится « 23 » октября 2007 г. в час. ¿36? мин на заседании диссертационного совета (К 002.001.02) в Институте физики Земли РАН по адресу: 123995, г, Москва, ул. Большая Грузинская, д. 10, Институт физики Земли им. О. Ю, Шмидта РАН. крнференц-зал.

С диссертацией Можно ознакомиться в библиотеке Институ та физики Земли РАН

(2-ой этаж)

Автореферат разослан «¿У» сентября 2007 г.

Учёный секретарь диссертационного совета кандидат тех, наук

Боярский Э, А.

Введение

Актуальность исследования После известной работы по деформации оолитов [Cloos, 1947] анализ полей деформации и напряжений стал привлекать значительно большее внимание, чем прежде, а во второй половине XX века было сформировано самостоятельное научное направление по исследованию природы тектонических деформаций и геологических структур — тектонофизика Однако, если анализ тектонических полей напряжений с использованием тектонической трещиноватости получил развитие в отечественной и в зарубежной практике [Гзовский, 1975, Engelder, Gross, Fisher, 1993 и др ], то оценка количественной деформации в горных породах (стрейн-анализ) развивалась в основном за рубежом [Van der Pluijm, Marshak, 2004]

При существовании нескольких иерархических уровней и типов деформаций стрейн-анализ представляется мощным методом для вычисления количественных величин именно микро- и мезомасштабных деформаций (уровень геологического образца) и оценки вклада этих деформаций в общую деформацию и (или) в поперечное укорочение складчато-надвиговых структур Это делает стрейн-анализ одним из важных инструментов выхода на количественные оценки сил, действующих в недрах Земли, т е на геодинамику [Brandon, Paterson, 1993]

Цели и задачи исследования Целью работы является характеристика разномасштабных тектонических деформаций (деформационного пространства) складчато-разрывных структур метаморфизованных комплексов на основе количественной оценки деформации — стрейн-анализа

Для исследований был выбран юго-восточный район Таласского Алатау Таласо-Каратауской струкгурно-фациальной зоны Выбор района был обусловлен его прекрасной обнаженностью, региональным распространением однородных пород — метапесчаников и возможностью проводить оценку количественной деформации складчато-разрывных структур в породах разной степени метаморфизма от неметаморфизованных пород до хлоритовой и биотитовой субфаций Кроме того, для получения сравнительного материала, стрейн-анализ проводился для образцов песчаников метаморфизованных до эпидот-амфиболитой субфации (Северное Приладожье) и образцов неметаморфизованных песчаников (Северо-Западный Кавказ)

Для достижения указанной цели необходимо было выполнить следующие задачи

1 Провести обзор исследований деформаций складчатых поясов с применением методов стрейн-анализа и сбалансированных разрезов в отечественной и зарубежной литературе

2 Изучить методику стрейн-анализа и сбалансированных разрезов, выяснить, для каких пород и каких частей складчато-надвиговых областей они могут применяться

3 Выполнить количественную оценку деформации складчато-разрывных структур зеленосланцевого комплекса по метаморфизованным песчаникам и оценку горизонтального сокращения всего Таласского Алатау

Фактический материал В основу диссертационных исследований положены материалы по Таласскому Алатау (Кыргызстан) собранные научным руководителем А К Худолеем во время полевых исследований в 1989 и 1997-98 гг Кроме того, учтены авторские материалы по Северному Приладожью собранные во время полевых работ в 1999-2002 гг (ГДП-200, Сортавальский объект) и по району р Кара-Суу Восточная (Кыргызстан) в 1998 г Также использованы материалы

И Ф Гертнера (Томский госуниверситет) и Н С Фроловой (МГУ) по Таласскому Алатау, Ф JI Яковлева и А В Маринина (Институт физики Земли РАН) по СевероЗападному Кавказу

Фактический материал включает детальные планы геологического строения и отдельных аэро-, космо-, фотоснимков с элементами дешифрирования исследуемых районов, таблиц и диаграмм, составленных на основе массовых замеров плоскостных (слоистость, кливаж, сланцеватость) и линейных (линейно-параллельная текстура горных пород, оси складок) элементов структур Проведены петрографический и стрейн-анализ около 300 шлифов (248 по Таласскому Алатау, 24 по Северному Приладожью и 18 по Северо-Западному Кавказу) и микроструктурный анализ девяти шлифов (Таласский Алатау), а также шесть представительных образцов из «тектонофаций» VI-IX [Паталаха, Лукиенко, Дербенев, 1987] Для каждого шлифа стрейн-анализ проводился минимум тремя различными методами Rf/ф', Fry и MRL Количество анализируемых объектов (зерен) в каждом шлифе составляло около 150-ти для кавказских и ладожских образцов и 26-ти образцов Таласского Алатау и не менее 250 — для 92-х образцов Таласского Алатау Исходные данные для стрейн-анализа упорядочены и хранятся в электронных документах и таблицах

Научная новизна. Впервые в России составлен наиболее полный критический обзор литературы по методам стрейн-анализа, использованию его в региональных структурных исследованиях и в оценке поперечного сокращения складчатых толщ

Сформулированы дополнительные критерии применения стрейн-анализа для оценки деформации обломочных пород различных фаций метаморфизма

Впервые (для России и СНГ) на примере природного материала Таласского Алатау проведены детальные исследования складчато-надвиговых структур, позволившие описать распределение в них внутрислойной деформации и оценить вклад внутрислойной деформации, разрывного и складчатого укорочения в общее тектоническое сокращение

Защищаемые положения

1 Для выбора соответствующего метода оценки деформации обломочных пород необходимо учитывать гранулометрические характеристики изучаемых зерен, механизмы деформаций и степень метаморфических преобразований

2 Установлено, что наиболее общей региональной характеристикой деформации в пределах изученной структуры Таласского Алатау является параллельность длинных осей эллипсоидов деформации шарнирам крупных складок и простираниям основных разрывов

3 Установлено, что формы эллипсоидов деформации закономерно изменяются от одноосного удлинения к одноосному укорочению, а полная девиаторная деформация уменьшается от Таласо-Ферганского разлома к Центрально-Таласскому надвигу

4 Показано, что при одинаковой величине сокращения всей структуры Таласского Алатау в его западной части сокращение реализовано с преобладанием пластической деформации, тогда как в восточной части значительную роль играют перемещения по надвигам

тектонофизики, которые могут быть использованы в исследованиях структур и истории деформации конкретных регионов

Применение результатов стрейн-анализа в моделях складкообразования и в методах сбалансированных разрезов позволяет на основе количественных критериев реконструировать геологическое строение регионов, прогнозировать структуры на глубину и на закрытых площадях Результаты стрейн-анализа метаморфизованных толщ были использованы для реконструкции истории геологического строения западного участка Кирьяволахтинского поднятия, а также при детальном картировании рудоконтролирующих разрывных нарушений на Янис-Ярвинском поисковом объекте (ГДП-200, Сортавальский объект, 2005)

Основные публикации. Различные аспекты работы докладывались на Международном научном семинаре по структурным исследованиям [Войтенко. 1999], ежегодных тектонических совещаниях (МТК) [Яковлев и др, 2003, Войтенко, Худолей, Гертнер, 2004, Войтенко, Худолей, 2006, Осокина, Войтенко, 2007], Международном междисциплинарном научном симпозиуме [Yakovlev, Voitenko, 2005], Всероссийской петрографической конференции [Войтенко, 2005], Геофизических чтениях имени В В Федынского [Осокина, Яковлев, Войтенко, 2007], Международной конференции МПРИ «Новые идеи в науках о Земле» [Войтенко, Худолей, 2007] и на Генеральной ассамблее Европейского союза наук о Земле — European Geosciences Union [Osokina, Yakovlev, Voitenko, 2007] В целом по теме диссертации опубликовано 12 печатных работ

Структура и объём работы. Диссертация объемом 141 страница машинописного текста состоит из введения, четырех глав и заключения, содержит иллюстрации в виде 47 рисунков (в том числе 14 фотографий) и 13 таблиц Список использованной литературы включает 179 наименований

Благодарности. Автор искренне признателен научному руководителю профессору СПбГУ А К Худо лею и старшему научному сотруднику лаборатории тектонофизики ИФЗ РАН Ф Л Яковлеву, за постоянную поддержку и помощь на основных этапах выполнения работы Автор благодарен А П Ставскому (ИАЦ «Минерал», ФГУНПП «Аэрогеология») за всестороннюю поддержку научной работы, Ю J1 Ребецкому, JIА Сим, А В Михайловой, Д Н Осокиной и А В Маринину (Лаборатория тектонофизики ИФЗ РАН), Н С Фроловой (МГУ) за неоднократные обсуждения результатов исследований и конструктивную критику Автор признателен И Ф Гертнеру (ТГУ), Д Л Конопелько (СПбГУ) и коллективу ФГУП СФ «Минерал» (СПб) за совместное проведение полевых работ и особенно К И Степанову и Д В Михайловой за всестороннее участие в осуществлении полевых исследований Автор благодарен Г С Бискэ, О М Пупкову (СПбГУ), П А Тишину (ТГУ) и М Н Тучковой (ГИН РАН) за ряд ценных советов и замечаний

Глава 1. Геологическое строение Таласского Алатау

Впервые геологическое строение Таласского Алатау охарактеризовано в работах В А Николаева [1928] В дальнейшем, вплоть до 1992 гг, здесь велись разномасштабные государственные геологические съемки и специализированные научные исследования, однако стратиграфическая схема и тектоническое строение района все еще остается дискуссионным [Максумова и др, 2001, Abada et al, 2003] Поэтому, в диссертации детальные карты, разрезы и тектоническое строение Таласского Алатау отражают вариант С А Семилеткина и А К Худолея [1992, 2007], принятый в качестве рабочей версии Для оценки поперечного сокращения всего

складчатого комплекса Таласского Алатау использовались региональные геологические разрезы М А Гончарова, А Г Малюженца и Н С Фроловой [1988] стратиграфическая схема которых во многом сходна со схемой, предложенной С А Семилеткиным и А К Худолеем [1992]

Геологические толщи исследуемого региона относятся к структурам Северного Тянь-Шаня — Таласо-Каратауской структурно-фациальной зоне, которая с юго-запада отделена Талассо-Ферганским разломом от структур Срединного Тянь-Шаня С северо-востока Таласо-Каратауская структурно-фациальная зона отделяется Ичкелетау-Сусамырской сутурной зоной <эт структур Кокчетав-Северо-Тяныданьского микроконтинента (рис 1 А)

По структурно-вещественным характеристикам и различиям в степени метаморфизма регион разделяется на два бдока — Узунахматский и Карагаинский, в составе последнего выделяются два типа разреза кумыштагскцй и таласский [Худолей, Семилеткин, 1992] Узунахматский блок ограничен с юга Таласо-Ферганским разломом, с северо-востока — Центрально-Таласским надвигом, к северо-западу этот разлом затухает, и резкого разграничения между породами Карагаинского и Узунахматского блока не наблюдается (рис 1Б)

Кумьпипгагскшл тип разреза представлен снизу вверх красноцветными песчаниками (актугайская свита), туфами и туффитами (курганская свита), диамикгитами (конуртюбинская свита) и массивными карбонатными породами (бешташская свита) Мощность разреза превышает 2 км Возраст первых трех подразделений вендский, но в составе конуртюбинской свиты могут присутствовать нижнекембрийские слои, бешташская серия содержит фауну кембрия — среднего ордовика Тектоническое положение кумыштагского типа разреза неоднозначно, в работах последних лет кумыштагский тип разреза считается аллохтонным по отношению к толщам таласского типа разреза [Худолей, Семилеткин, 1992, Максумова, Дженчураева, Березанский, 2001, Буртман, 2006]

Таласский тип разреза представлен снизу вверх терригенной флишоидной толщей (тагыртауская и сарыджонская свиты), карбонатными и терригенно-карбонатными отложениями (чаткарагайская, сагызганская и посту нбулакская свиты) и красноцветными алеврито-глинистыми сланцами, в верхней части которой локально присутствуют кремнистые породы (кызылбельская свита) Мощность разреза оценивается в 5-6 км Важной особенностью таласского типа разреза является изменение видимой стратиграфической мощности не только вкрест, но и вдоль простирания структур [Гончаров и др, 1988] Изменение мощностей вдоль простирания структур объясняется существованием палеотрога, погружающегося на юго-восток [Семилеткин, Худолей, 1992, Семилеткин, 2007] Так как в районе нет выходов кристаллического фундамента, толщи таласского типа разреза считаются параавтохтонными [Худолей, Семилеткин, 1992, Максумова, Дженчураева, Березанский, 2001]

Возраст отложений таласского типа разреза дискуссионен Традиционно его считли позднерифейско-вендским При этом стратиграфические построения опирались на степень метаморфизма пород [Стратифицированные и интрузивные образования , 1982, Беккер, 1987, Abada et al, 2003] или на литолого-стратиграфические корреляции лишенных фауны разрезов [Воробьев, 1955] В последующие годы в толщах таласского типа разреза были найдены органические остатки раннего палеозоя [Максумова и др, 2001, Буртман, 2006] Однако возраст толщ верхней части таласского типа разреза (за исключением сарыджонской и

тагыртауской свит) все еще не достаточно обоснован, поэтому их возраст в диссертации принят позднерифейско-вендским, как и для толщ Узунахматского блока

В случае равного возраста пород кумыштагского и таласского типов разреза горизонтальное смещение комплекса пород кумыштагского типа разреза оценивается в 15-20 км [Худолей, Семилеткин, 1992], «тектонические останцы» массивных карбонатов и песчаников кумыштагского типа разреза в Таласском Алатау (рис 1Б) и Малом Каратау также могут служить дополнительным подтверждением их аллохтонного залегания [Худолей, Семилеткин, 1992, Максумова, Дженчураева, Березанский, 2001, Буртман, 2006] Это надвигообразование относится нами к доскладчатому этапу формирования структуры

В южном направлении в отложениях таласского типа разреза степень метаморфизма возрастает до фации зеленых сланцев [Гончаров и др, 1988], а в пределах Узунахматского блока они расчленяются на метакарбонатные бакаирскую и карабуринскую свиты и метатерригенную узунахматскую свиту Узунахматская свита считается метаморфизованным аналогом постунбулакской свиты таласского типа разреза [Малюжинец, 1987, Гончаров и др , 1988, Худолей, Семилеткин, 1992]

Выходы метаморфизованных пород Узунахматского блока имеют в плане линзообразную форму Метаморфическая зональность наиболее ярко выражена в наиболее узких выходах метаморфизованных толщ, достигая амфиболитовой фации на юго-западе блока В пределах Узунахматского блока по взаимоотношению малых структурных форм выделяются пять структурно-деформационных зон, параллельных Талассо-Ферганскому разлому [Гончаров и др, 1988], аналогичных тектонофациям Е И Паталахи [1985] Метаморфизованные толщи Узунахматского блока перекрывают породы таласского и кумыштагского типов разреза по Центрально-Таласскому надвигу

Интрузивные породы на исследуемой территории представлены двумя массивами плагиогранитов бабаханского комплекса вендского возраста и гранитами кумыштагского комплекса силурийского возраста Вокруг Бабаханского массива наблюдается метаморфическая зональность, достигающая биотитовой субфации и наиболее широко простирающаяся к востоку от массива Вокруг Кумыштагского массива наблюдается ареал контактового метаморфизма К этим массивам приурочены рудопроявления свинца, серебра и золота [Карта полезных ископаемых Киргизской ССР, 1986, Малюжинец, 1987, Худолей, Семилеткин, 1992]

Наиболее крупной региональной разрывной структурой в рассматриваемом регионе является Таласо-Ферганский разлом (ТФР), который на северо-западе сочленяется с Главным Каратауским разломом, а на юге пересекает структуры Срединного Тянь-Шаня и далее переходит в надвиговые структуры Южного Тянь-Шаня В исследуемом районе субпараллельно ТФР простирается большинство складчатых и разрывных структур Узунахматского блока, сам разлом субвертикален и с конца палеозоя существует как крупнейший правый сдвиг [Буртман 1964, Вийшап, 1996]

Центрально-Таласский надвиг (ЦТН) разделяет метаморфизованные породы Узунахматского и неметаморфизованные толщи Карагаинского блоков ЦТН наиболее выражен в центральной и восточной части Таласского Алатау, тогда как в западной части он распадается на серию более мелких нарушений и далее района р Шильбили-Сай единой структурой не прослеживается [Яковлев, 1976]. Амплитуда перемещений по ЦТН не превышает 5-7 км

Рис 1 Тектоническое положение Талассо-Каратауской зоны (А) и тектоническая схема Таласского Алатау (Б) Условные обозначения см стр 7

Рис 1А Тектоническое положение Талассо-Каратауской зоны [Максумова и др, 2001, Burtman et al, 1996, Буртман, 2006] а - область каледонской складчатости, б - Талассо-Каратауская струюурно-фациальная зона, в - область герцинской складчатости, г - зона кайнозойской складчатости, ó - Таримская платформа, е - граница раздела (сутура) Срединного и Южного Тянь-Шаня, ж - основные разломы и сутуры, з - государственные границы

Рис 1Б Тектоническая схема Таласского Алатау [Карта полезных ископаемых Киргизской ССР, 1986, Гончаров и др , 1988, Худолей, Семипеткин, 1992, Максумова и др , 2001] а — структуры Кокчетав-Северо-Тянь-Шаньского микроконтинента, б - Таласский параавтохтон, в -Узунахматский аллохтон, г — Кумыштагский аллохтон, ó — кайнозойские отложения, е — граниты, ж - основные региональные разломы (ТФР — Таласо-Ферганский разлом, ИСР - Ичкелетау-Сусамырский разлом), з - второстепенные региональные разломы (ЦТН - Центрально-Таласский надвиг), и - надвиги, к - разломы, обновленные в альпийскую складчатость, м - граница зон с разной вергентностью складок, м - направление вергентности складок Прямоугольник — район исследования Цифра в кружке —участок детальных работ [Войтенко 2001, Войтенко, Худолей, Гертнер, 2004] I-I — Расположение геологических разрезов [Гончаров и др , 1988]

Деформации первого этапа формирования структуры (основная складчатость) проявились в основном в северо-восточной части Карагаинского блока Возраст основной складчатости определяется как позднее-силурийский — ранне-девонский В отложениях таласского типа разреза деформационные структуры представлены надвигами и складками южной вергентности, карандашными структурами Складки, в большинстве своем имеющие ширину не более десятков метров, затушевывают региональную структуру, шарниры складок всех порядков погружаются на восток-юго-восток Толщи кумыштагского типа разреза смяты в относительно простые складки или представляют собой моноклинали Ориентировка осевых плоскостей и шарниров этих складок мало отличается от ориентировки «усредненных» осевых плоскостей и шарниров складок в близлежащих отложениях таласского типа разреза, что указывает на синхронность деформации этих типов разреза Аналогичная геологическая структура наблюдается в каледонских структурах Малого Каратау [Паталаха, Гиоргобиани, 1975]

Интенсивные деформации второго этапа связаны с метаморфизмом и надвиганием пород Узунахматского блока на Карагаинский блок, при этом массивные известняки аллохтонного кумыштагского типа разреза играли роль жестких рам В этот этап сформировались линейные складки северо-восточной вергенции, опрокинутые крылья которых сорваны надвигами, а также минеральная линейность и кливаж осевой плоскости В южной части Карагаинского блока толщи таласского типа разреза характеризуются наложением двух некоаксиальных систем складок, одна из которых аналогична системе складок в Узунахматском блоке Граница между зонами с развитием складок встречной вергентности [Худолей, Семилеткин, 1992] примерно совпадает с резким воздыманием в северном направлении зеркала складчатости [Гончаров и др, 1988] Возраст деформаций второго этапа дискуссионен Наложенная складчатость в южной части Карагаинского блока указывает на более позднее формирование складчато-надвигового комплекса Узунахматского блока Однако, отсутствие палеонтологических остатков, интрузивных комплексов и недостаточность геохрбнологических данных по определению возраста метаморфизма [Бакиров, Добрецов, 1972] для Узунахматского блока не позволяют однозначно утверждать о герцинском или каледонском этапах формирования структуры

Деформации третьего (кайнозойского) этапа выражены локально в виде сдвигов и кренуляционного кливажа в Узунахматском блоке, отражающих правосторонние движения по ТФР, и в виде взбросов палеозойских толщ на мезозойскую кору выветривания и кайнозойские отложения в северной части Карагоинского блока

Целью этой работы является характеристика складчато-надвиговых структур Узунахматского блока второго этапа деформаций на основе количественной оценки деформаций — стрейн-анализа и анализ интегральной составляющей всех этапов деформаций, выявленных предшествовавшими исследователями геологическими методами и охарактеризованными лишь на качественном уровне с помощью метода восстановления доскладчатой структуры тектонических зон по геометрии структурных доменов

Глава 2. Методы количественной оценки деформации и сбалансированных разрезов

2.1. Обзор методов стрейн-анализа и сбалансированных разрезов

Отдельные исследования по количественной оценке деформаций отражены в ряде отечественных работ [Паталаха, Гиоргобиани, 1975, Шолпо, 1978, Вихерт, 1988, Лукьянов, 1991, Галкин, 1992, Худолей, Семилеткин, 1992, Родыгин, 1996, Кирмасов, 2002 и др ] Однако самостоятельного направления по систематическому исследованию деформации горных пород в целом в РФ (СССР) не было сформировано Поскольку проведенный нами критический обзор в основном зарубежных методических работ является новым и актуальным для мировой литературы, глава представлена в расширенном варианте

Обзор методов стрейн-анализа. В диссертации представлен обзор иностранной литературы по методам стрейн-анализа, применению его в региональных структурных исследованиях и, в частности, для оценки поперечного сокращения складчатых толщ Выяснено, что результаты стрейн-анализа широко используются для оценки поперечного сокращения складчатых структур, приразломных зон смятия, изменения химического состава пород, процессов растворения под давлением и процессов эксгумации толщ аккреционой призмы

Стрейн-анализ — оценка однородной деформации изучаемого объекта по изменению формы и расположения «индикаторов деформации» (strain markers) в составе объекта (оолитов, галек, палеонтологических останков и других) Именно это определение вкладывается в термин «стрейн-анализ» иностранными геологами [Ramsay, Huber, 1987, Brandon, 1995] В отличие от термина «деформация» (deformation), термин «стрейн» (strain) подразумевает только изменение формы и объема [Van der Pluijm, Marshak, 2004]

Величина конечной внутренней деформации (bulk finite strain) отражает только разницу между начальным и конечным состоянием и не зависит от стадий деформирования Величины нарастающей (incremental) деформации отражают деформацию в промежуточных этапах деформирования, благодаря чему они более ценны для определения траектории деформации (strain path) [Дерни, Рамсей, 1976, Ramsay, Huber, 1987]

В большинстве методов стрейн-анализа сразу определяют главные деформации, для описания используют ориентировку главных направлений (вектора X, Y, Z) и величины главных деформаций Главные деформации (principal elongations)

определяются как с= , или через относительные длины (pnncipal stretches) I,

^_[¿__ j , непосредственно связанные с натуральной деформацией — е = ln(.S'), где ~ l, ~ 6

If и /, — конечная (finite) и первоначальная (initial) длина линии

В большинстве случаев, первоначальная длина (/,) природных объектов неизвестна, поэтому широко используются осевые отношения (axial ratio)

d _ _ S'x , r r =§JL = §J- Нижние индексы x, y, z при 5

XZ it Í ц XT с' o t YZ o ot

"z " z or o r ог о г

соотносятся с максимальным удлинением, промежуточным и максимальным укорочением, где Л\> > ^ а вектора A", F, / определяют ориентировку главных осей деформации Длины, нормализованные к постоянному объему ( S'x , S'Y и S'z ) определяются следующим выражением — S'x = Sx/Sy3, где SY = SxSyS¿ = Vf jVl , Sr — коэффициент объема (volume stretch), Vf и V,

конечный и первоначальный объем «представительного элементарного пространства» В терминах натуральных деформаций осевые отношения равны (для

Rxz) ERxz=]n(Rxz) = ln(^-)=Ex-Ez=Exl-Ez,> где E=E-Ev/3 -

Ьz

натуральные девиаторные главные деформации, Ev = Ех + Ег + Еу — натуральная объемная деформация Симметрия деформации (в общем случае симметрия

эллипсоида деформации) характеризуется коэффициентом Флинна ¿ _ Дат [Flinn,

Rrz-1

1962] или отношением Лоде v _ 2E'y~E'x~E'z [Hossack, 1968], где Е'х ,Е\ ,E'Z

E'x~E'z

— нормализованные величины натуральных деформаций Е'х — ln^S"^ )

Вьщеляют три основных типа эллипсоида деформации сплющенный (oblate), 1> i > 0, 0<v<l, вытянутый (prolate), да > £ > 1, -l<v<0 и трехосный эллипсоид, соответствующий плоской деформации на плоскости XZ (5/=1, к= 1, V = 0) Второй важной характеристикой эллипсоида деформации является параметр, определяющий величину изменения формы эллипсоида от первоначального недеформированного состояния, т е шара, — величина полной девиаторной деформации

Ed = ~4{Ех-Erf + (Er -Ezf + (Ez -Exf = *JEX2+Er2+E'/ Prandon, 1995]

На основе литологических характеристик горных пород существует ряд методов двухмерной количественной оценки конечной деформации

а По деформированным палеонтологическим останкам по изменению длин и известных углов [Lisle, Ragan, 1988, Ramsay, Huber, 1987 и др ] Ориентировка и абсолютные величины осей деформации на анализируемой плоскости вычисляются в этих методах с помощью кругов Мора [Means, 1976]

b По маркерам деформаций первоначально округлой или эллиптической формы Это широко используемый метод Rf/cp' [Lisle, 1985 и др ] и его модификация, удобная для работы в поле — Rf/cpf [De Paor, 1988] Метод Rf/cp1 основан на модели закономерного изменения ориентировки и формы включений при деформации чистого сдвига Предполагается пассивное поведение включений, то есть отсутствие или пренебрежимо малая величина контраста вязкости между включением и матриксом при деформации При предпочтительной первоначальной ориентировке, данный метод позволяет вычислить эллипсоид конечной деформации и параметры первоначальной петроструктуры С некоторыми оговорками этот метод может применяться для определения деформации включений, форма которых отличается от эллиптической, или при заметном различии вязкости включений и вмещающего его матрикса [Treagus et al 1996] Частным случаем метода Rf/ф' является оценка деформации по степени упорядоченности ориентировки линейных объектов в горных породах зерен в обломочных породах, слюдистых агрегатов в глинах [Sanderson, 1977, Вихерт, 1988, Soto, 1991]

с По расстоянию между центрами включений (точечных маркеров) — метод «центр к центру» («center-to-center») или «ближайших соседей» («nearest-neighbors»), более известный как метод Фрая и его модификации [Ramsay, 1967, Fry, 1979, Erslev, Ge, 1991, McNaught, 2002, Mulchrone, 2003] Этот метод основан на модели закономерного уменьшения расстояний между центрами зерен вдоль оси укорочения и увеличении — вдоль оси удлинения Преимущество этого метода (в отличие от Rf/cp1) заключается в том, что форма включений в этом случае не существенна и результаты стрейн-анализа относятся ко всей породе в целом Родственным является метод П Робина для объектов любой формы, но требующий независимого определения ориентировки главных осей [Robm, 1977]

d По среднему эллипсу набора эллиптических включений (индикаторов деформации) — метод среднего эллипса объектов (mean object's ellipse — МОЕ) [Erslev, Ge, 1990] и его аналог — метод среднего радиальных длин (mean radial lengths — MRL) [Mulchrone et al , 2003] Эти метод основан на модели закономерного изменения при деформации ориентировки и формы среднего эллипса, полученного в результате совмещения центров всех эллипсов и нормализации их по площади При отсутствии деформации средний эллипс будет иметь форму круга, так как предполагается, что первоначальная ориентировка включений случайная и равномерная С другой стороны, чем больше степень деформации, тем больше осевое отношение итогового эллипса

Методы восстановления трехмерных оценок, т е эллипсоида деформации, могут использовать как результаты стрейн-анализа на плоскости, так и первичные данные пространственной ориентировки и осевых отношений (или величин изменения длин маркеров) Восстановление трехмерной деформации может осуществляться на анализе данных с трех взаимно перпендикулярных плоскостей [Shimamoto, Ikeda, 1976, Robm, 2002, Launeau, Robin, 2005] или произвольно ориентированных трех и более плоскостей [Milton, 1980, Owens, 1984] В последние годы появились новые технологические разработки пространственного восстановления эллипсоида деформации с использованием компьютерной томографии, при которых разрушать образец не надо [Ketcham, 2005 и др ]

Для оценки величин деформации неметаморфизованных горных пород также используют анизотропию магнитной восприимчивости (amsotropy of magnetic susceptibility — AMS) Одним из базовых положений использования AMS для стрейн-10

анализа служит явление переориентации магнитных минералов в матриксе в ходе тектонического процесса Между тензорами деформации и магнитной восприимчивости существует «окно корреляции», которое индивидуально для каждой горной породы, но дает возможность широко использовать AMS для задач стрейн-анализа [Borradaile, 1991] Несмотря на то, что применение AMS является надежной, быстрой и чувствительной оценкой петроструктуры большинства горных пород (в отличие от традиционного стрейн-анализа), количественная корреляция между деформацией и AMS все еще остается дискуссионной [Burmeister, et al 2004, Pares, Van Der Pluijm, 2004, Войтенко, 2007]

Обзор методов сбалансированных разрезов. Традиционным способом экстраполяции структур на глубину является проецирование закартированных структур вдоль погружающегося шарнира на плоскость разреза (down-plunge projection) Другим видом экстраполяции структуры являются методы построения т н «сбалансированных разрезов» — техник построения геометрически непротиворечивых разрезов в определенных геологических обстановках [Ramsay, Huber, 1987, Худолей, 2004] Методы сбалансированных разрезов, в основном, получили развитие в процессе поисков углеводородов во фронтальной части складчато-надвигового пояса Скалистых гор Кордильер [Dahlstrom, 1969, 1970, Elliot and Boyer, 1982] В настоящее время эти методы широко используются для структурной интерпретации сейсмических материалов [Woodward et al, 1989, Mount et al, 1990, Wilkerson, Weelman, 1993] Классическое изложение методов с практическими примерами содержится в иностранных учебных изданиях [Woodward et al, 1985, 1989, Ramsay, Huber, 1987] В русскоязычной литературе детальное изложение методов можно найти в работах [Прокопьев, Фридовский, Гайдук, 2004, Худолей, 2004]

Третьим видом экстраполяции структур являются техники сбалансированных разрезов с учетом внутрислойных деформаций Эти методы включают использование оценок конечной внутренней деформации слоев для корректного балансирования длин, площадей слоев и складчатых доменов и применяются для центральных частей складчатых сооружений [McNaught, Mitra, 1996 и др ] Деформационное балансирование включает в себя технику корректировки традиционных сбалансированных разрезов с применением поправочного F-фактора [Ramsay, Huber, 1987] и технику восстановления доскладчатой структуры тектонических зон по геометрии структурных доменов, в основном получившую развитие в результате исследований альпийской складчатости Северо-Западного и Центрального Кавказа [Яковлев, 1987, 2002]

2.2. Методические аспекты применения методов стрейн-анализа к природным образцам

Для корректного практического применения методов стрейн-анализа к обломочным породам различных фаций метаморфизма (неметаморфизованные породы, зеленосланцевая фация и эпидот-амфиболитовая субфация) нами был сформулирован следующий набор критериев, на основе обработки около 300 шлифов песчаников и с учетом существующих рекомендаций в мировой литературе

1 По результатам стрейн-анализа неметаморфизованных и слабометаморфизованных пород нами обнаружено стабильное занижение оценки деформации методами MRL и Rj/cp' относительно метода Фрая Наблюдаемое занижение оценок осевых отношений эллипса деформации — R<¡ на интервале [1 2] может указывать на расхождение в механизме поведения маркеров деформации,

заложенном в методах стрейн-анализа (пассивная деформация), и реального поведения включений и матрикса при деформации горных пород Эта недооценка, скорее всего, связана с процессами вращения более жестких включений (обломочных зерен) в матриксе (цемент породы) или с уплотнением последнего при деформации Поэтому для неметаморфизованных пород предпочтительно использовать методы, основанные на взаимном расположении центров зерен — «центр-к-центру» (модификации метода Фрая) Оценки при использовании методов MRL, RfAp' как правило, ниже, так как взаимное расположение и ориентировка зерен изменяется быстрее, чем форма самих зерен

2 Для оценки деформации пород зеленослащевой фации со значительным уменьшением объема и массопереносом (solution-mass-transfer) существует ряд специальных методов (Mode, SMT-fibre и PDS), оценивающих также и объемную деформацию Ev [Feehan, Brandon, 1999, Ring, Brandon, 1999] Однако их применение ограничено только породами с широким развитием регенерационных каемок обрастания, поэтому в целом для пород зеленослащевой фации также предпочтительно использовать методы «центр-к-центру» (модификации метода Фрая) Использование методов MRL, Rf/<p' возможно, но необходимо принимать во внимание, что результаты существенно занижаются в случае, если не оценено косвенными методами изменение объема или в эллипс не включаются регенерационные каемки нарастания [Onasch, 1984]

3 Для пород эпидот-амфиболитовой субфации предпочтительность методов стрейн-анализа нами была принята не актуальной, хотя и наблюдалось слабое занижение оценки деформации методами MRL и Rf/rp' относительно метода Фрая, особенно при Rs> 2 Это характерно и для сильно деформированных (R¡¡ >18) песчаников зеленосланцевой фации метаморфизма

4 Результат нашего анализа представительных образцов из тектонофаций от IV до IX рПаталаха, Лукиенко, Дербенев, 1987] показал, что декларируемое теоретическое монотонное увеличение деформации (Rs от 2 до 142 9) в этих тектонофациях не подтверждается результатами стрейн-анализа Величины деформации, во-первых, существенно ниже, во-вторых, не соответствуют уровню выделенных тектонофаций Rs =1-12 для тектонофаций IV-VI, Rs = 1 4-1 6 для VII, IX и Rs = 1 8-2 2 для VIII Поэтому, разработанные схемы тектонофаций [Паталаха, 1985] и аналогичные схемы районирования по малым структурным формам и по морфологии складок [Фролова, 1982, Шолпо, Рогожин, Гончаров, 1993], не выходят на физическую сущность образования структур и применимы только в качестве средства картировочного ранжирования толщ

Таким образом, сравнение величин деформации, полученных методами стрейн-анализа (Фрая, MRL и Rf/cp') для обломочных пород разных фаций метаморфизма, дает основания предположить, что при равных условиях нагрузки и временного интервала, величина деформации зависит от реологических свойств горной породы, изменяющихся со сменой фаций метаморфизма В результате изменения Р-1 условий (при данных условиях нагрузки и времени) происходят физико-химические (метаморфические) преобразования минерального комплекса обломочных породы, от которых зависит реализация типов внутрислойной деформации, ограничивающие диапазон величин Rs от 1 до 5, вычисляемых стрейн-анализом Другими словами, для каждой обломочной породы существует свой предел деформированного состояния, когда происходит смена механизма деформации

и (или) деформация реализуется в соседних менее компетентных (например, аргиллитах) слоях

5 При стрейн-анализе разнозернистых обломочных пород нами было выявлено, что включение в одну выборку обломочных зерен псаммитового и тонкоалевритового размеров занижает величину деформации, так как механизмы изменения формы разных по величине обломков неодинаковы Поэтому для анализа необходимо брать в выборку только маркеры деформации одной гранулометрической размерности, представительной для данного вида породы При увеличении степени метаморфизма текстуры обломочных пород более стабильны, чем структуры [Геологическая съемка , 1972], в породах метаморфизованных выше зеленосланцевой фации обломочная структура (как правило) не сохраняется Нами было установлено, что при стрейн-анализе обломочных пород, метаморфизованных в эпидот-амфиболитовой субфации, желательно анализировать грубозернистые разности — метапесчаники и метагравелиты, несущие признаки реликтовой обломочной структуры

Таким образом, для получения корректных результатов стрейн-анализа обломочных пород методами MRL, Rf/cp' и Fry необходимо соблюдение набора требований, среди которых основными являются

а) использование в выборке (шлиф, образец, обнажение) обломочных зерен одной гранулометрической величины,

б) аппроксимация обломочных зерен эллипсами по краевым точкам неизмененных границ для определения первоначального центра и (или) с включением теней давления, выполненных тем же веществом,

в) применение методов «центр-к-центру» (модификаций метода Фрая) для неметаморфизованных пород и пород зеленосланцевой фации,

г) использование грубозернистых разностей для анализа обломочных пород, метаморфизованных в эпидот-амфиболитовой субфации

Вышеперечисленные результаты стрейн-анализа природных обломочных пород, метаморфизованных в разных фациях позволяют сформулировать следующее защищаемое положение

Первое защищаемое положение

Для выбора соответствующего метода оценки деформации обломочных пород необходимо учитывать гранулометрические характеристики изучаемых зерен, механизмы деформаций и степень метаморфических преобразований.

Глава 3. Результаты оценки конечной деформации.

Для исследования методами стрейн-анализа пород узунахматского метаморфического зеленосланцевого комплекса А К Худолеем были отобраны ориентированные образцы и проведены структурные исследования вдоль трех профилей вкрест простирания главных тектонических структур по водоразделам рр Кумыш-Таг - Постун-Булак, рр Талды-Булак - Постун-Булак и вдоль р Постун-Булак (рис 2) Все профили начинались к югу от Центрально-Таласского надвига и заканчивались в 3-4 км к северу от Талассо-Ферганского разлома в пределах распространения метаморфизованных песчаников узунахматской свиты Для оценки деформации горных пород складчато-надвигового комплекса отбирались образцы из центральных частей слоев (мощностью не менее 1 м) близких по петрографическим характеристикам от мелко- до среднезернистых песчаников в пределах одной стратиграфической толщи — узунахматской свиты (рис 2, 3) Такой отбор образцов

позволял свести к минимуму влияние различий в реологических свойствах пород и деформации сдвига, нередко весьма значительной на границах слоев Для привязки расположения образцов на местности использовались крупномасштабная (1 25000) топографическая карта и аэрофотоснимки Для каждого места отбора измерялись элементы залегания слоистости, кливажа, линейности и др

Всего диссертантом было обработано 118 образцов из узунахматской свиты и три образца из неметаморфизованных песчаников тагыртауской свиты (образцы Н С Фроловой) Так как кливаж осевой плоскости и минеральная линейность хорошо выражены в породах Узунахматского блока [Khudoley, 1993], в большинстве образцов анализировались только две взаимно перпендикулярные плоскости (шлифа) параллельно и перпендикулярно минеральной линейности Плоскость каждого шлифа строго привязывалась к ориентировке образца В качестве контрольных анализировалось три плоскости (три шлифа) для шести образцов, которые подтвердили правомочность анализа двух плоскостей в образцах, где минеральной линейностью ясно выражена

Всего по Таласскому Алатау было обработано 248 шлифов Количество анализируемых объектов в каждом шлифе составляло около 150 для 26 и не менее 250 для 92 образцов песчаников узунахматской свиты Таким образом, итоговый эллипсоид деформации для каждого образца основывался на результате обработки 450-750 объектов Стрейн-анализ проводился методами оценки деформации по включениям в матриксе (Rf/cp1, MRL, МОЕ) и для породы в целом (модификация метода Фрая — ENFry) [Erslev, Ge, 1992] Поэтому итоговые данные по эллипсоидам несколько отличаются На карте и разрезах (рис 2, 3) приведены результаты количественной оценки деформации по методу MRL, характеризующемуся наибольшей точностью самого метода

3.1 Оценка величины внутрисловной деформации метапесчаников

Несмотря на то, что с помощью стрейн-анализа вычисляются величины деформации в масштабе образцов, характеристики локальных эллипсоидов деформации (ориентировка главных осей — X, Y, Z, величина полной девиаторной деформации — Ей, тип эллипсоида деформации, характеризуемый отношением Лоде v) в различной степени остаются неизменными на значительных площадях

Такая «инвариантность» параметров эллипсоидов деформации в образцах, в пространственном распределении отражает тем самым региональную устойчивость основного механизма внутрислойной деформации В работе принято, что исследуемая площадь (рис 2,3) характеризует региональный, а часть складчато-надвигового комплекса на этой площади — субрегиональный масштаб Отдельная складка или разлом, с этой точки зрения, соответствуют локальному масштабу Метапесчаники узунахматской свиты были изменены несколькими механизмами внутрислойной деформации, но наиболее интенсивно подверглись деформации растворения под давлением Поэтому характеристики локальных стрейн-эллипсоидов конечной деформации, хотя и несут суммарную характеристику всех механизмов, в основном отражают регионально распространенную, т н «проникающую деформацию» (penetrative strain) — кливаж, растворение под давлением

Пространственное распределение точек наблюдения и ориентировок оси удлинения показало, что на большей площади исследования ось удлинения субпараллельна минеральной линейности, шарнирам крупных складок и простираниям основных надвигов Средние и короткие оси стрейн-эллипсоидов демонстрируют поясное распределение по дуге большого круга, перпендикулярного оси удлинения 14

(рис 2) Непосредственно у Центрально-Таласского надвига (ЦТН) поясное распределение проявляют уже ось удлинения и средняя оси, а для короткой оси характерно выдержанное северо-восточное простирание [Войтенко, Худолей, 2006] Такая ориентировка средней и малой осей стрейн-эллипсоидов в пределах изучаемой площади может трактоваться как субрегиональная характеристика, отражающая влияние крупных региональных разломов в данном регионе ЦТН и Таласо-Ферганский разлом (ТФР) Ориентировка всех трех осей деформации отражает только процессы деформации конкретной складки, зоны разлома и других локальных (в этом понимании) структур

Сопоставление региональных структур и типов эллипсоидов деформации выявило, что тип эллипсоида деформации, определяемый отношением Лоде, также имеет субрегиональное значение и соотносится с зоной влияния крупных региональных разломов (рис 2) В пределах 1-2 км от ЦТН в пределах метаморфизованных пород Узунахматского блока тип эллипсоида деформации — сплющенный эллипсоид, 0 > V > 1 Далее по направлению к ТФР он последовательно сменяется вытянутым эллипсоидом -1>у>0 [Войтенко, Худолей, 2006] Необходимо отметить и положительную статистическую тенденцию (коэффициент корреляции Пирсона г = 0 43-0 52) между типом эллипсоида деформации и стратиграфическим уровнем (границей песчанистой узунахматской и сланцевой карабуринской свит) То есть, чем ближе к подошве узунахматской свиты, тем больше эллипсоид деформации приближается к эллипсоиду одноосного удлинения, при этом интервал типов деформации одновременно сужается, что может бьггь объяснено, например, постепенным изменением состава цемента песчаников и соответствующих механизмов деформации

Величина полной девиаторной деформации (£л), характеризующая интенсивность кливажа, также имеет в пределах исследуемой площади субрегиональное значение (рис 3) Зависимость между расстоянием от ЦТН и Еь обратно пропорциональная (г = -0 56 и г= -0 69 для методов ЕОТгу и МКЬ, соответственно), т е чем дальше от ЦТН, тем больше величина полной девиаторной деформации Тем не менее, график рассеяния представлен сектором с расширением к ЦТН таким образом, что в районе ЦТН наблюдается широкий интервал (Ел = 0 100 44) величин деформаций, а чем ближе к ТФР, тем интервал становится уже (Е& = 0 35-0 52), а сами величины полной деформации — больше

Кроме того, наблюдается аналогичное субрегиональное изменение и вдоль тектонических структур с северо-запада на юго-восток Таким образом, на западе исследуемой площади (район распространения карабуринской свиты) интервал деформаций узкий (Ел = 0 30-0 52), а восточнее (район распространения узунахматской свиты) становится шире, а сами величины деформации имеют более низкие значения (£й = 0 15-0 44)

Распределение внутрислойных деформаций в ближайших к ЦТН надвиговых доменах и характеризующихся резко выраженной ассиметричностью складок, показало, что внутрислойная деформация больше в опрокинутом крыле и меньше в нормальном Разница в величинах деформации противоположных крыльев надвигов, ограничивающих эти чешуи с юго-запада, максимальная (Д/"ГС| > 0 11) из всех точек наблюдения [Войтенко, Худолей, Гертнер, 2004, Войтенко, Худолей, 2006], что позволяет предположить, что растворение под давлением (кливаж осевой плоскости) происходило в обстановке надвигообразования, а не предшествовало ему

Рис 2 Схематическая геологическая карта участка рр. Посту н-Бу лак и Кумыш-Таг, по данным [Худолсй, Ссмклеткин. 1992, с изменениями], расположение ем. рис. 1Б. а, 6 неметаморфизованные породы, а бешташекая евита (Л-0, массивные известняки; 6 ггостунбх лакская свита ). терригетше породы, в. г метаморфизо&анные породы: я узунахчатская свита (»1). песчаники, конгломераты, сланцы; г - карабуринская свита (кЬ), сланцы, песчаники, известняки; $ - основные разломы, е — надвиги, ж'-': - горизонтальные проекции эллипсоидов деформации, штриховкой выделены типы эллипсоида деформации, определяемые коэффициентом Леде V. одноосного } дтннения; ж -1 < V <-0.5, з -0.5 5 V < О, одноосного укорочения: и 0 < V < 0.5; к 0.5 < V < 1 Ы, II-!! — геологические разрезы (ом. рис ,1). 16

Рис 3 Схематические геологические профили по водоразделам: 1 pp. Кумыш-Таг - Постун-Булак (разрез I-I Карие 2}, II. pp. Постун-Еулак -Талды-Булак (разрез 11-11 на рис. 21 по данным [Ху долей? Ссмилеткии. 1992; Гончаров и др., [988] с изменениями Расположение разрезов а условные обозначения геологических толщ см. на рис 2. Буквами А-Г обозначены складки, для которых подсчитано тектоническое укорочение методом Дж. Рсмсп [Rarnsav, Hubcr. 1983], а-г вертикальные проекции эллипсЬидов деформации (оценка методом MRL). штриховкой выделена величина полной деформации. Et. а. < (1,3, б. о.З < Л о < {1.35; е. 0.35 < Aj <0.5; г. йа > 0.5

Таким образом, на основе сопоставления региональных складчато-надвиговых структур и характеристик эллипсоидов внутрислойной деформации (ориентировок осей, формы и величин полной девиаторной деформации) можно сформулировать следующие защищаемые положения

Второе защищаемое положение

Установлено, что наиболее общей региональной характеристикой деформации в пределах изученной структуры Таласского Алатау является параллельность длинных осей эллипсоидов деформации шарнирам крупных складок и простираниям основных разрывов.

1ретье защищаемое положение

Установлено, что формы эллипсоидов деформации закономерно изменяются от одноосного удлинения к одноосному укорочению, а полная девиаторная деформация уменьшается от Таласо-Ферганского разлома к Центрально-Таласскому надвигу.

3.2 Оценка величины горизонтального сокращения Таласского Алатау

На участке детальных работ в пределах распространения узунахматской свиты нами было оценено поперечное укорочение отдельных крупных складок надвиговых чешуй (доменов) методом Дж Ремси с учетом результатов стрейн-анализа [Ramsay, Huber, 1987] Для каждой складки (структурного домена), ограниченной разломами, были построены графики поправочных коэффициентов, учитывающих внутрисловную деформацию при оценке сокращения складчатых структур

Вблизи ЦТН поперечное сокращение (eF = - /0 //0] 100%) смятых в

складку и ограниченных надвигами слоев в среднем составило 51 9-57 2% (при условии неизменной площади в плоскости разреза и без учета смещения по надвигам) Поперечное сокращение складок, расположенных ближе к ТФР, достигает 37 5—41 8 %, т е несмотря на увеличение полной девиаторной деформации (Ed), поперечное сокращение е¥, полученное с использованием поправочного F-фактора, не дало значимого увеличения мощности и длин слоев (рис 4)

Это объясняется тем, что длинные оси эллипсоидов деформации субпараллельны осям складок, а тип эллипсоида при приближении к ТФР все более соответствует одноосному удлинению (Sx » SY ~ Sz) Как следствие, в разрезе поперек простирания складчатых структур осевое отношение RYz (используемое здесь для вычисления F-фактора) близко к единице

Учет изменения площади в плоскости разреза (т е АА ^ 0 ) при вычислении поправочного F-фактора увеличил величину поперечного сокращения eF (рис 4) Таким образом, вблизи ЦТН eF составило 64 2-66 3%, а ближе к ТФР eF достигло 55-56 2% Разность между двумя этими оценками увеличивается синхронно полной девиаторной деформации (ЕА), но увеличение поперечного укорочения eF складок не согласуется с ростом внутрислойной деформации ЕЛ, так как величины поперечного сокращения складок и полной внутрислойной деформации характеризуют разные физические процессы и масштабы деформации геологических толщ

ТФР<- Г В Б А -»ЦТН

Домены

Рис 4 Сравнение величин поперечного укорочения для структурных доменов А—Г (расположение см рис 3)

Таким образом, оценка и учет с применением поправочного Б-фактора внутрислойных деформаций в сбалансированных разрезах Таласского Алатау показали, что при реставрировании длин и мощностей слоев в складчатых структурах необходимо привлекать трехмерные оценки количественной деформации с учетом изменения площади Это связано с тем, что распрямление слоев с учетом двухмерных оценок может дать результат, идентичный простому распрямлению (при ориентировке длинной оси эллипсоида внутрислойной деформации вдоль шарниров складок)

Для анализируемых структурных доменов, была подсчитано горизонтальное сокращение для всего домена методом восстановления геометрии структурных доменов [Яковлев, 1987, 2002, 2007] Анализ величин сокращения складок показал, что оценки проведенными разными методами в общем случае не совпадают, так как тоже характеризуют разные физические процессы и масштабы деформации геологических толщ

Разница в оценках может быть объяснено тем, что сокращение складчатого домена является произведением нескольких величин поворот, простой и чистый сдвиг структурного домена [Яковлев, 1987] В случае горизонтального зеркала складок (субвертикальных осевых плоскостей складок) — оценки совпадают (домен Б), в случае наклонного зеркала складок (наклонных осевых плоскостей складок) — оценки с использованием Б-фактора ниже примерно на 10% (домены А, В, Г), так как не учитывают чистый сдвиг вдоль зеркала складок и поворот всего домена (рис 4)

Исследование деформации на уровне складчатых комплексов методом восстановления доскладчатой структуры тектонических зон по геометрии

структурных доменов [Яковлев, 1987, 2002] для структур Таласского Алатау по трем пересечениям (см разрезы ГУ-1У, У-У, VI-VI на рис 1) показало примерно равное сокращение разрезов по рр Кумыш-Таг и Чиим-Таш и на 10% больше по р Кара-Бура в целом по структуре Таласского Алатау (табл 1) Аналогичные оценки наблюдаются и для участков профилей от ТФР до границы зон с разной вергентностью складчатости

В целом по всем трем разрезам первоначальная длина разреза составила около 92 км (табл 1), что на 18-29% больше предварительных оценок, полученных ранее [Худолей, Семилеткин, 1992] и на 55% больше оценок на основе адвекционной модели [Гончаров, 1998] В этом случае (при условии, что в недеформированном состоянии разрез представлял собой геометрически слоистый пакет геологических толщ), аллохтонные толщи кумыштагского типа разреза должны были бы переместиться более чем на 40 км, что в два раза больше оценки сделанной раньше [Худолей, Семилеткин, 1992]

Оценка укорочения только для Узунахматского блока показала резкое различие по величине сокращения, нарастающего с юго-востока на северо-запад На северо-западе района укорочение реализовано с преобладанием складчатой деформации Для восточной части (более поверхностной, так как существует региональное погружение шарниров складок на юго-восток) укорочение реализовано за счет значительных смещений по ряду надвигов (таб 1, рис 1, 2)

Табл 1 Характеристики реставрированных разрезов и оценки сокращения складчатой структуры Таласского Алатау_

Характеристика Разрезы по профилям

р Кара-Бура р Кумыш-Таг рр Чиим-Таш-Ур-Марал

1 2 3 1 2 3 1 2 3

Длина участка профиля 1\, км 11 7 16 0 23 1 11.1 23 6 32 0 16 6 21 7 31 3

Смещение по разломам /{, км -5 0 01 1 5 -8 5 -3 2 -5 4 -1 8 68 13 4

Доскладчатая длина 1ц, км 47.8 66 6 92 5 34.3 70 3 95 5 37 0 53 1 78 2

Доскладчатая длина с учетом разрывов, км 42.6 67 0 93 9 31.5 67 5 901 37 6 59 9 915

Укорочение (только складки), % 76 76 75 68 66 67 55 59 60

Укорочение общее, % 73 76 75 65 65 65 56 64 66

1 - от ТФР до ЦТН (до северо-восточной границы Узунахматского блока), участок 1,

2 - от ТФР до границы зон с разной вергентностью складчатости (включая участок 1),

3 - весь профиль от ТФР до северной границы выходов палеозойских пород (включая участки 1, 2)

На основе полученных количественных оценок поперечного сокращения складчатых структур можно сформулировать следующее защищаемое положение

Четвертое защигцаемое положение

Показано, что при одинаковой величине сокращения всей структуры Таласского Алатау в его западной части сокращение реализовано с преобладанием пластической деформации, тогда как в восточной части значительную роль играют перемещения по надвигам.

Заключение

Количественная оценка деформации от уровня шлифов до уровня тектонических зон позволила выявить следующие важные моменты в изучении деформированного состояния структур разного масштаба

1 При изучении деформаций на микроуровне (уровне шлифов, образцов) выявлено, что включение в выборку объектов разного гранулометрического состава (обломочных зерен) существенно влияет на оценку деформации, так как механизмы деформации обломков разной величины различны Поэтому в выборку должны включаться объекты с определяющим породу размером обломков

2 При одном и том же уровне метаморфизма обломочные структуры мелкозернистых пород преобразуются быстрее грубозернистых Поэтому для анализа обломочных пород (например, в эпидот-амфиболитовой субфации) необходимо использовать обломки наибольшего размера

3 Результаты стрейн-анализа позволяют восстанавливать геометрию слоев и таким образом корректировать мощности стратиграфических подразделений Результаты стрейн-анализа используются для оценки сокращения отдельной складки или структурного домена, а уже величина поперечного укорочения складки (домена) служит для оценки сокращения более крупных структур

4 Выполнение структурных исследований и оценки конечной деформации в пределах метаморфического комплекса Таласского Алатау, выявили, что форма эллипсоида деформации и полная девиаторная деформация закономерно изменяются относительно региональных разрывных нарушений и границ толщ разного литологического состава

5 Увеличение полной девиаторной деформации в лежачих крыльях надвигов позволяют предположить, что растворение под давлением (кливаж осевой плоскости) происходило в обстановке надвигообразования, а не предшествовало ему

6 Изучение количественных соотношений пластических и разрывных деформаций на примере крупных структур Таласского Алатау выявило, что при одинаковой величине сокращения тектонической зоны, сокращение ее реализовалось в разных механизмах в зависимости от глубины структуры, мощности и вида литологических подразделений Это означает, что разрывы и складки формировались одновременно в едином поле тектонических напряжений

Таким образом, применение комплекса методов количественной оценки деформации разномасштабных объектов — от микроструктур до уровня тектонических зон с использованием результатов стрейн-анализа дает возможность на количественном уровне реконструировать геологические структуры внутренних частей складчатых поясов и прогнозировать их строение на глубину

Список опубликованных работ по теме диссертации.

1 Войтенко В. Н Петроструктурная эволюция кварца песчаников северной части Узунахматского покрова (Таласский хребет, Кыргызстан) \\ Структурный анализ в геологических исследованиях Материалы Международного научного семинара Томск ЦНТИ, 1999 С 116-117

2 Войтенко В. Н. Модель формирования складок в центральной части Таласского Алатау по данным микроструктурного и стрейн-анализа \\ Вестник СПбГУ сер 7, вып 4 (№31), 2001 С 78-84

3 Яковлев Ф JI, Войтенко В. Н, Худолей А К, Маринин А В О соотношении деформации сокращения в складчатом домене и в компетентном слое \\ Тектоника и геодинамика континентальной литосферы Материалы XXXVI тектонического совещания Т П М ГЕОС, 2003 С 325-329

4 Войтенко В. Н, Худолей А К , Гертнер И Ф Влияние величины деформации на химический состав песчаников (на примере зеленосланцевого комплекса Таласского Алатау, Кыргызстан) \\ Эволюция тектонических процессов в истории Земли Материалы XXXVII Тектонического совещания Т П М ГЕОС, 2004 С 140-142

5 Yakovlev F L , Voitenko V. N. Application of the deformation tensor conception for the estimation of deformations m different-scale folded structures \\ Materials of VH International Interdisciplinary Scientific Symposium "Regularities of the structure and evolution of geospheres" Vladivostok FEB RAS, 2005 P 66-69

6 Войтенко В. H Конкреционные образования — стрейн-индикаторы? (на примере Северо-Западного Приладожья, Россия) \\ Материалы V Всероссийской петрографической конференции "Петрология магматических и метаморфических комплексов" Томск Изд-во ТГУ, 2005 С 310-317

7 Войтенко В. Н., Худолей А К Закономерности локального деформационного поля надвиговых структур (по результатам стрейн-анализа пород зеленосланцевого комплекса Таласского Алатау, Кыргызстан) \\ Области активного тектогенеза в современной и древней истории Земли Материалы XXXIX Тектонического совещания TIM ГЕОС, 2006 С 100-103

8 Осокина Д Н, Войтенко В. Н Концепции описания тектонического разрыва Локальные поля напряжений и деформаций разрыва-трещины, их роль в образовании областей разрушения и приразломных структур, их связь с амплитудой смещения \\ Фундаментальные проблемы геотектоники Материалы XL Тектонического совещания Т II М ГЕОС, 2007 С 67-70

9 Осокина Д Н, Яковлев Ф Л, Войтенко В. Н Тектонофизический анализ полей напряжений, деформаций, нарушений второго порядка около единичного разлома и возможности его практических приложений \\ Девятые геофизические чтения имени В В Федынского М ГЕОС, 2007 С 75-76

10 Войтенко В. Н, Худолей А К Приложение стрейн-анализа от микроструктур до складчато-надвиговых поясов \\ Материалы VIE Международной Конференции «Новые идеи в науках о Земле» М ФГУП ГНЦ РФ ВНИИГеосистем, 2007 С 65-68

11 OsokinaD N, Yakovlev F L, Voitenko V.N Second rank fractures and 3D stress & strain local fields of fault with sides friction as ones development's stages evidence theory, experiment and natural examples (on the basis of «fracture-crack» and «fracture - shear zone» models study) \\ Geophysical Research Abstracts, 2007 V 9, 10465 SRef-ID 1607-7962/gra/EGU2007-A-10465

12 Войтенко В.Н. Корреляция параметров конечной деформации и анизотропии магнитной восприимчивости сравнение результатов исследования метатурбидитов Северо-западного Приладожья \\ Изменяющаяся геологическая среда пространственно-временные взаимодействия эндогенных и экзогенных процессов (Материалы международной конференции) - Казань, 2007 (в печати)

Отпечатано в ИИЦ ИФЗ РАН Уел печ л 1 4, Уч-изд л 1 8 тираж 70 экз

Содержание диссертации, кандидата геолого-минералогических наук, Войтенко, Вячеслав Николаевич

Введение.

Глава 1. Геологическоеение Таласского Алатау.

1.1. Стратиграфия.

1.1.1. Неметаморфизованные породы кумыштагского типа разреза.

1.1.2. Неметаморфизованные породы таласского типа разреза.

1.1.3. Метаморфизованиые породы Узунахматского блока.

1.2. Метаморфизм и интрузивные комплексы.

1.3. Морфология складчатых и разрывных структур.

1.3.1. Региональные разломы.

1.3.2. Структуры Узунахматского блока.

1.3.3. Структуры Карагаинского блока.

1.4. История тектонического развития.

Глава 2. Методы количественной оценки деформации и оценки горизонтального сокращения геологических структур.

2.1. Обзор методов стрейн-анализа.

2.1.1. Базовые определения.

2.1.2. Использование результатов стрейн-анализа в геотектонических исследованиях

2.1.3. Описание используемых в работе методов стрейн-анализа.

2.2. Обзор методов построения сбалансированных разрезов.

2.2.1. Традиционные методы сбалансированных разрезов.

2.2.2. Сбалансированные разрезы с учётом внутрислойных деформаций.

2.3. Методические аспекты применения методов стрейн-анализа к природным образцам

2.3.1. Последовательность операций при подготовке и обработке данных.

2.3.2. Особенности проведения стрейн-анализа в породах различной гранулометрической размерности и метаморфических фаций.

Первое защищаемое положение.

Глава 3. Результаты оценки конечной деформации.

3.1. Пространственная изменчивость ориентировки главных осей эллипсоидов деформации.

3.2. Пространственная изменчивость формы эллипсоида деформации.

3.3. Пространственная изменчивость величины девиаторной деформации.

Второе защищаемое положение.

Третье защищаемое положение.

Глава 4. Оценка величины горизонтального сокращения Таласского Алатау.

4.1. Оценка величины горизонтального сокращения части разреза с использованием поправочного Р-коэффициента.

4.2. Оценка величины горизонтального сокращения всего разреза методом восстановления доскладчатой структуры тектонических зон по геометрии структурных доменов.

Четвёртое защищаемое положение.

Введение Диссертация по наукам о земле, на тему "Количественная оценка деформаций разномасштабных структур Таласского Алатау, Кыргызстан"

Глава 1. Геологическое строение Таласского Алатау.8

1.1. Стратиграфия.9

1.1.1. Неметаморфизованные породы кумыштагского типа разреза.15

1.1.2. Неметаморфизованные породы таласского типа разреза.16

1.1.3. Метаморфизованные породы Узунахматского блока.18

1.2. Метаморфизм и интрузивные комплексы.23

1.3. Морфология складчатых и разрывных структур.26

1.3.1. Региональные разломы.26

1.3.2. Структуры Узунахматского блока.28

1.3.3. Структуры Карагаинского блока.30

1.4. История тектонического развития.31

Глава 2. Методы количественной оценки деформации и оценки горизонтального сокращения геологических структур.34

2.1. Обзор методов стрейн-анализа.34

2.1.1. Базовые определения.34

2.1.2. Использование результатов стрейн-анализа в геотектонических исследованиях .45

2.1.3. Описание используемых в работе методов стрейн-анализа.49

2.2. Обзор методов построения сбалансированных разрезов.64

2.2.1. Традиционные методы сбалансированных разрезов.65

2.2.2. Сбалансированные разрезы с учётом внутрислойных деформаций.68

2.3. Методические аспекты применения методов стрейн-аиализа к природным образцам .76

2.3.1. Последовательность операций при подготовке и обработке данных.76

2.3.2. Особенности проведения стрейн-анализа в породах различной гранулометрической размерности и метаморфических фаций.81

Первое защищаемое положение.91

Глава 3. Результаты оценки конечной деформации.92

3.1. Пространственная изменчивость ориентировки главных осей эллипсоидов деформации.94

3.2. Пространственная изменчивость формы эллипсоида деформации.97

3.3. Пространственная изменчивость величины девиаторной деформации.97

Второе защищаемое положение.98

Третье защищаемое положение.99

Глава 4. Оценка величины горизонтального сокращения Таласского Алатау.103

4.1. Оценка величины горизонтального сокращения части разреза с использованием поправочного Б-коэффициента.103

4.2. Оценка величины горизонтального сокращения всего разреза методом восстановления доскладчатой структуры тектонических зон по геометрии структурных доменов.108

Четвёртое защищаемое положение.112

Заключение.115

Литература.117

Приложение. Табличные данные по 20 и ЗЭ количественной оценке деформации горных пород различных метаморфических фаций.131

Введение

Актуальность исследования. Структурная геология ещё с XIX века включала не только описательную и классификационную функцию. Первыми исследователями делались попытки объяснить геологические явления и структуры с позиций механики, например, таких как ориентировка сопряжённых трещин скола [Becker, 1893], искажение форм палеонтологических останков [Sharpe, 1847] и многое другое.

После известной работы по деформации оолитов [Cloos, 1947] анализ полей деформаций и напряжений стал привлекать значительно больше внимание, чем прежде, а во второй половине XX века было сформировано самостоятельное научное направление, по исследованию физики тектонических деформаций и геологических структур — тектонофизика. Однако если использование тектонической трещиноватости получило развитие в отечественной и зарубежной практике [Гзовский, 1975; Engelder, Gross, Fisher, 1993], то оценка количественной деформации в горных породах (стрейп-апализ) в основном за рубежом [Ramsay, 1967]. Классические примеры использования оценок конечной деформации складчато-надвиговых структур, в том числе в методах сбалансированных разрезов (в структурах, где слои подверглись значительной пластической внутрислойной деформации), проиллюстрированы в работах [Cloos, 1947; Ramsay, 1967; Hossack, 1968,1979 и другие].

В настоящее время в российской литературе есть только три обзорные работы по деформации горных пород и стрейн-анализу [Николя, 1992; Родыгин, 1996; Худолей, 2004], а детального изложения самих методов, как, например, в работе [Ramsay, Huber, 1987], не существует. Несмотря па то, что исследования по частным направлениям присутствуют во многих отечественных работах [Паталаха, Гиоргобиани, 1975; Паталаха, 1985; Шолпо, 1978; Вихерт, 1988; Лукьянов, 1991; Галкин, 1992; Худолей, Семилеткин, 1992; Родыгин, 1996; Кирмасов, 2002 и другие], в целом, направления по систематическому исследованию количественной деформации горных пород, как и обязательного курса для студентов геологических ВУЗов, сформировано не было.

При существующих нескольких иерархических уровнях и типах деформаций (например, пликативная, дизъюнктивная и другие), стрейн-анализ представляется мощным методом для вычисления количественных величин именно микро-, мезомасштабных деформаций (уровень геологического образца) и для оценки вклада этих деформаций в общую деформацию и (или) в поперечное укорочение складчато-надвиговых толщ. Это делает стрейн-анализ одним из важных инструментов выхода на количественные оценки сил, действующих в недрах Земли, т.е. — на геодинамику [Brandon, Paterson, 1993].

Цели п задачи исследования. Целью работы является характеристика разномасштабных тектонических деформаций (структуры деформационного пространства) складчато-разрывных структур метаморфизованных комплексов на основе количественной оценки деформации — стрейн-анализа. Работа включает как исследование особенностей геологического строения конкретного региона — Таласо-Каратауской структурно-фациальной зоны, так и научно-методические аспекты относительно нового метода для российских геологов — стрейн-анализа.

Для исследований были выбраны структуры Таласского Алатау Таласо-Каратауской СФЗ. Выбор района был обусловлен прекрасной обнажённостью, крупными превышения рельефа (около 1 км), региональным распространением однородных пород — метаморфизованных песчаников — и возможностью проводить оценку количественной деформации складчато-разрывных структур в разных субфациях зелёносланцевого метаморфизма (от неметаморфизовапных до хлоритовой и биотитовой субфаций). Дополнительно проводились исследования в других районах: песчаииков Северного Приладожья, метаморфизованных в эпидот-амфиболитой фации, и неметаморфизованных песчаников Северо-Западного Кавказа, однако этот материал привлечён только для научно-методических аспектов диссертации.

Для достижения указанной цели необходимо было выполнить следующие задачи:

1. Провести обзор исследований деформаций складчатых поясов с применением методов стрейн-анализа и сбалансированных разрезов в отечественной и зарубежной литературе.

2. Изучить методику стрейн-анализа и сбалансированных разрезов; выяснить, для каких пород и каких частей складчато-надвиговых областей они могут применяться.

3. Выполнить количественную оценку деформации складчато-разрывных структур зелёносланцевого комплекса по метаморфизованным песчаникам и оценку горизонтального сокращения всего Таласского Алатау.

Фактический материал. В основу диссертационных исследований положены материалы по Таласскому Алатау (Кыргызстан) собранные научным руководителем А. К. Худолеем во время полевых исследований в 1989 и 1997-98 гг. Кроме того, учтены авторские материалы по Северному Приладожыо (Россия) собранные во время полевых работ в 1999-2002 гг. (ГДП-200, Сортавальский объект, Северное Приладожье) и материалы по району Тахталыкского комплекса Срединного Тянь-Шаня (Кыргызстан) в 1998 г. Учтены также материалы И. Ф. Гертнера (Томский госуниверситет) и

Н. С. Фроловой (МГУ) по Таласскому Алатау, Ф. J1. Яковлева и А. В. Маринина (Институт физики Земли РАН) по Северо-Западному Кавказу.

Фактический материал представлен в виде детальных планов геологического строения и отдельных аэро-, космо-, фотоснимков исследуемых районов с элементами дешифрирования, электронных таблиц и диаграмм, составленных на основе массовых замеров плоскостных (слоистость, кливаж, сланцеватость) и линейных (минеральная линейность, оси складок) элементов структур. Проведен петрографический и стрейп-анализ около 300 шлифов (248 по Таласскому Алатау, 24 по СЗ Приладожью и 18 по СЗ Кавказу) и микроструктурный анализ 9 шлифов (Таласский Алатау). Для каждого шлифа стрейн-анализ проводился более чем тремя различными методами: Rf/ф', Fry и MRL (МОЕ). Количество анализируемых объектов в каждом шлифе составляло около 150 для образцов СЗ Кавказа, СЗ Приладожья и 26 образцов Таласского Алатау; и не менее 250 для 92 образцов Таласского Алатау. Исходные данные для стрейн-апализа упорядочены и хранятся в электронных документах и таблицах, используя которые можно провести пошаговую проверку вычислений. В работе учтены литературные и фондовые материалы по исследуемым регионам и используемым методам.

Научная новизна. Впервые для России составлена наиболее полная сводка (обзор) мировой литературы по методам стрейн-анализа, использованию его в региональных структурных исследованиях и по оценке поперечного сокращения складчатых толщ. Сформулированы дополнительные критерии применения стрейн-анализа для оценки деформации обломочных пород различных фаций метаморфизма.

Впервые (для России и СНГ) на примере природного материала Таласского Алатау проведены детальные исследования складчато-разрывных комплексов (надвиговых структур), позволившие описать распределение внутрислойной деформации в складчато-разрывных структурах и оценить её вклад в общее тектоническое укорочение.

Защищаемые положения.

1. Для выбора соответствующего метода оценки деформации обломочных пород необходимо учитывать гранулометрические характеристики изучаемых зерен, механизмы деформаций и степень метаморфических преобразований.

2. Установлено, что наиболее общей региональной характеристикой деформации в пределах изученной структуры Таласского Алатау является параллельность длинных осей эллипсоидов деформации шарнирам крупных складок и простираниям основных разрывов.

3. Установлено, что формы эллипсоидов деформации закономерно изменяются от одноосного удлинения к одноосному укорочению, а полная девиаторная деформация уменьшается от Таласо-Ферганского разлома к Центрально-Таласскому надвигу.

4. Показано, что при одинаковой величине сокращения всей структуры Таласского Алатау в его западной части сокращение реализовано с преобладанием пластической деформации, тогда как в восточной части значительную роль играют перемещения по надвигам.

Практическая значимость. Все защищаемые положения являются вкладом диссертанта в разработку основ методики и практики изучения деформированного состояния структур разного масштабного уровня в рамках структурной геологии и тектонофизики, которые могут быть использованы в исследованиях структур и истории деформации конкретных регионов.

Применение результатов стрейн-анализа в моделях складкообразования и в методах сбалансированных разрезов позволяет на основе количественных критериев реконструировать геологическое строение регионов, прогнозировать структуры на глубину и на закрытых площадях. Так, результаты стрейн-анализа метаморфизованных толщ были использованы для реконструкции истории геологического строения западного участка Кирьяволахтипского поднятия (ГДП-200, Сортавальский объект, 2005), а также при детальном картировании рудоконтролирующих разрывных нарушений на Янис-Ярвинском поисковом объекте [Войтенко, 2005; Осокина, Яковлев, Войтенко, 2007].

Основные публикации. Различные аспекты работы докладывались на Международном научном семинаре по структурным исследованиям [Войтенко, 1999], ежегодных тектонических совещаниях (МТК) [Яковлев и др., 2003; Войтенко, Худолей, Гертнер, 2004; Войтенко, Худолей, 2006; Осокина, Войтенко, 2007]; Международном междисциплинарном научном симпозиуме [Yakovlev, Voitenko, 2005], Всероссийской петрографической конференции [Войтенко, 2005], Геофизических чтениях имени В. В. Федынского [Осокина, Яковлев, Войтенко, 2007], Международной конференции РГГРУ «Новые идеи в науках о Земле» [Войтенко, Худолей, 2007] и на Генеральной ассамблее Европейского союза наук о Земле — European Geosciences Union [Osokina, Yakovlev, Voitenko, 2007]. В целом по теме диссертации опубликовано 12 печатных работ.

Структура и объем работы. Диссертация объёмом 141 страница машинописного текста состоит из введения, четырёх глав и заключения, содержит иллюстрации в виде 48 рисунков (в том числе 14 фотографий) и 13 таблиц. Список использованной литературы включает 179 наименований.

Заключение Диссертация по теме "Геотектоника и геодинамика", Войтенко, Вячеслав Николаевич

Выводы. Метод восстановления доскладчатой структуры тектонических зон по геометрии структурных доменов показал, что к выделению разрывных нарушений в поле и соотношению их плоскостей с вмещающими структурными доменами нужно подходить очень внимательно, эти данные могут существенно изменить отреставрированную структуру.

Например, последовательное совмещение структур сброса и надвига (рис. 46, профили pp. Кумыш-Таг, ЧиимТаш-УрМарал) может характеризовать ЦТН и «Учимчекский разлом» [Воробьёв и др., 1955] как структуру «Short-Cut», а ЦТН характеризовать как важную границу фациальных изменений — границу размыва и накопления осадков [Huyghe, Mugnier, !990;Glen, 1990].

Структура «Short-Cut» включаег в себя расположенные рядом кругое и пологое разрывные нарушения. Первоначально по крутому разрыву осуществлялись сбросовые движения во время накопления осадочных толщ. При последующем сокращении осадочного бассейна, по крутому разрывному нарушению осуществлялись слабые взбросовые движения (reverse fault) и образовывался другой дополнительный пологий разрыв — надвиг (рис. 48). Следует учесть, что такая реконструкция разреза основана на стратиграфической схеме, выделении и ориентировке разрывных нарушений, принятых для реконструкции. А Б

Рис. 48. Геометрия структуры «short-cut». А. Обстановка формирования осадочного бассейна, растяжение. Образование сбросов и накопление осадков. Б. Сокращение осадочного бассейна, сжатие. Образование взбросов и пологих надвигов.

Использование стратиграфических схем других исследователей к данным разрезам показали сопоставимые опенки укорочения (табл. 6), однако следует заметить, что оценка величин укорочения и реставрация разрезов могут быть существенно уточнены целенаправленными работами на спорных участках реставрированных разрезов для балансирования мощностей свит и уточнения типов разрывных нарушений.

Табл. 6. Оценки поперечного сокращения всего разреза Таласского Алатау по различным стратиграфическим схемам

Характеристика Гончаров. Малюжинсц, Фролова, 1988 Худолей, Семилетки н. 1992 Максумова. Королев, 1981

1 2 3 1 2 3 1 2 3

Длина профиля, км 23.1 32.0 31.3 23.1 32.0 31.3 23.1 32.0 31.3

Сокращение по разломам, км 1.5 -5.4 13.4 -3.9 0,3 9.(1 5.6 -2.6 3.3

Доскладчатая длина, км 92.5 95.5 78.2 92.5 95.5 78.2 92.5 95.5 78.2

Доскладчатая длина с учётом разрывов, км 93.9 90.1 91.5 НИ. 6 95.8 87.1 98.1 92.9 81.4

Укорочение (только складки). % 76 67 60 75 67 60 75 67 60

Укорочение общее, % 73 75 66 74 67 64 77 66 62

Геологические профили (рис.1 Б, 9):

1 - профиль IV-1V, р. Карабуура

2 - профиль V-V, р. Кумыппаг

3 - профиль VI-VI. рр Чиимташ - Урмарал

Заключение

Структурные исследования и количественная оценка конечной деформации от уровня шлифов до уровня тектонических зон в пределах метаморфического комплекса Таласского Алатау позволили выявить новые моменты в изучении деформированного состояния структур разного масштаба. Основные результаты исследования сформулированы как следующие защищаемые положения:

Например, при изучении деформаций на микроуровне (шлифов, образцов) в анализируемую выборку должны включаться объекты с определяющим породу размером обломков, так как механизмы деформации обломков разной величины различны и включение их в одну выборку существенно повлияет на оценку деформации. При одном и том же уровне метаморфизма обломочные структуры мелкозернистых пород преобразуются быстрее грубозернистых, поэтому для анализа обломочных пород (например, в эпидот-амфиболитовой субфации) необходимо использовать обломки наибольшего размера.

То есть, ориеитировка, форма эллипсоида деформации и полная девиаторная деформация закономерно изменяются относительно региональных разрывных нарушений и границ толщ разного литологического состава.

Другими словами, при одинаковой величине сокращения тектонической зоны, сокращение её реализовалось в разных механизмах в зависимости от глубины структуры, мощности и вида литологических подразделений. Это означает, что разрывы и складки формировались одновременно в едином поле тектонических напряжений.

Кроме этого, в ходе проведения работ были сделаны еще ряд выводов, которые требуют дополнительных исследований и по этой причине не рассматриваются как защищаемые положения. К ним относятся:

1. Использование результатов стрейн-анализа для оценки укорочения складок (при значительной внутрислойной деформации) позволяет восстанавливать длины и мощности слоёв (и таким образом корректировать мощности стратиграфических подразделений). Однако необходимо использовать именно трёхмерные оценки деформации, так как простое распрямление слоёв и с учётом 20 стрейна могут дать идентичные данные в случае, если максимальное удлинение эллипсоида внутрислойной деформации направлено вдоль шарниров.

2. Между величиной поперечного укорочения складок и величиной внутрислойной деформации, в общем случае, нет прямых связей, они не взаимозаменяемы и характеризуют разные иерархические уровни деформации геологических толщ. Поэтому результаты стрейн-анализа можно использовать для оценки сокращения или отдельной складки, или структурного домена, а для оценки сокращения более крупных структур использовать уже величину поперечного укорочения складки (домена).

3. Увеличение полной девиаторной деформации в лежачих крыльях надвигов складчато-надвигового комплекса Узунахматского блока позволяет предположить, что значение механизма «растворение под давлением» (кливаж осевой плоскости) увеличивалось в результате образования надвигов.

4. Метод восстановления доскладчатой структуры тектонических зон по геометрии структурных доменов показал, что к выделению именно разрывных нарушений в поле и соотношению их плоскостей с вмещающими структурными доменами нужно подходить очень внимательно, так как эти данные могут существенно повлиять на отреставрированное геологическое строение и характеризовать важные границы фациальных изменений.

Таким образом, использование комплекса методов количественной оценки деформации от микроструктур до уровня тектонических зон с использованием результатов стрсйн-аиалнза даёт возможность на количественном уровне реконструировать геологические структуры внутренних частей складчатых поясов и прогнозировать их строение на глубину.

Библиография Диссертация по наукам о земле, кандидата геолого-минералогических наук, Войтенко, Вячеслав Николаевич, Москва

1. Бакиров А., Добрецов 1..Л. Метаморфические комплексы восточной части Средней Азии. - Фрунзе.: Илим, 1972. - 135 с.

2. Бахвалов Н.С., Жидков Н.П., Кобельков Г.М. Численные методы. Серия: Классический университетский учебник. Изд.З.- М.: МГУ, 2004. 640 с.

3. Беккер А. 10. О соотношении тектонических структур Узунхматского и Карагаинского блоков Таласо Каратаусской структурно-формационной зоны (Северный Тянь-Шань). \\ Каледониды Тянь-Шаня.- Фрупзе: Илим, 1987.- С.21-36.

4. Беккер А.Ю., Макаров В.А., Разбойников А. Г. Новые данные по стратиграфии карагаинской серии Таласского Ала-Тоо (Северный Тянь-Шань). \\ Докембрий и нижний палеозой Тянь-Шапя. Фрунзе.: Илим, 1988. - С. 100-126.

5. Буртман B.C. Таласо-Ферганский сдвиг.-М. :Наука, 1964.-143с.

6. Буртман B.C. Тянь-Шань и Высокая Азия: Тектоника и геодинамика в палеозое. \\ Труды Геологического Института. Вып. 570. М.ГЕОС, 2006. - 216 с.

7. Вебер В.Н. Методы геологической съёмки (полевая геология).- Л.: ОНТИ-НКТП-СССР, 1934.-218 с.

8. Вихерт A.B. Оценка величины деформации горных пород по зёрнам произвольной формы.\\ Геотектоника, 1988.- № 1.- С. 59-68.

9. Войтенко В. Н. Модель формирования складок в центральной части Таласского Алатау по данным микроструктурного и стрейн-анализа.\\ Вестник СПбГУ. сер.7, вып.4 (№31), 2001. С. 78-84

10. Войтенко В. Н., Худолей А. К. Приложение стрейн-анализа: от микроструктур до складчато-надвиговых поясов. \\ Материалы VIII Международной Конференции «Новые идеи в науках о Земле». М.: ФГУП ГНЦ РФ ВНИИГеосистем, 2007. С. 65-68.

11. П.Галкин В.А. Стресс-анализ в петроструктурном изучении горных пород. \\ Вести. Моск. ун-та, Сер.4, Геология, 1992,- № 4,- с. 35-50.

12. Геологическая съёмка в области развития метаморфических образований. \\ Методические указания по геологической съёмке масштаба 1:50000. Вып. 4. JL: Недра, 1972.-С. 204-230.

13. Гончаров М. А., Малюженц А. Г., Фролова Н.С. Условия и механизм формирования складчатости Таласского хребта. \\ Отчёт о результатах полевых работ 1972-1979 гг. Москва, 1988.-342 с.

14. Гончаров М.А. Механизм геосинклинального складкообразования.- М.: Недра, 1998.- 264 с.

15. Дерни Д., Рамсей Дж. Нарастающие деформации, измеряемые по синтектоническому росту кристаллов. \\ Сила тяжести и тектоника.- Ред. К. А. Де Джон г, Р. Шолтен,- М.: Мир, 1976.- С. 88-115.

16. Ефимов Н. В. Краткий курс аналитической геометрии. - М.: Гос. Изд. тех. -теор. лит-ры, 1955. - С. 107 - 116.

17. Карта полезных ископаемых Киргизской ССР.- Под. Ред. С. А. Игембердиева.-Фрунзе: Илим, 1986.

18. Кирмасов А.Б. Стрейн-анализ кливажироваппых обломочных пород: механизмы и количественная оценка деформации. \\ Вестник Моск. Ун-та. Сер. 4. Геология, 2002.- № 6.- С. 12-20.

19. Клоос Э. Деформация оолитов в складке Южных гор, Мериленд. \\ Вопросы структурной геологии.- Ред Г.Д. Ажгирей.- М.: ИЛ, 1958.- С. 96-156.

20. Королёв В.Г., Максумова P.A. Флишевая формация верхнего рифея Таласского хребта (Тянь-Шань). \\ Известия АН СССР.- Серия геологическая, 1978.- № 12.- С. 49-63.

21. Лукьянов A.B. Стрейн-анализ метод количественного изучения тектонических деформаций.\\ Экспериментальная тектоника и полевая тектонофизика.-Киев: Наук. Думка, 1991.- С. 126-131.

22. Максумова P.A., Джепчураева A.B., Березанский A.B. Структура и эволюция покровно-складчатого сооружения Киргизского Тянь-Шаня. \\ Геология и геофизика, 2001.- Т. 42, № 10.- С. 1444-1452.

23. Малюжинец А.Г. Метаморфическеи аналоги позднего флиша Таласского хребта и обстановка его накопления. \\ Осадочные формации и обстановки их образования,-Новосибирск: ИГиГ СО АН СССР, 1987.- С. 134-149.

24. Малюжинец А.Г., Советов Ю.К. Карбонатный (чаткарагайский) флиш верхнего рифея Таласского хребта. \\ Осадочные формации и обстановки их образования.-Новосибирск: ИГиГ СО АН СССР, 1987.- С. 149-159.

25. Малюжинец А.Г., Советов Ю.К. Поздний флиш Таласского геосинклинального комплекса (верхний рифей, Таласский хребет). \\ Закономерности строения карбонатных, галогенных и терригенных формаций.- Новосибирск: ИГиГ СО АН СССР, 1985.- С. 3-26.

26. Надаи А. Пластичность и разрушение твёрдых тел.- т.1., пер. с. англ., ред. Г.С.Шапиро.- М.: Изд-во ин. лит-ры, 1954.- 647 с.

27. Надаи А. Пластичность и разрушение твёрдых тел.- т.2., пер. с. англ., ред. Г.С.Шапиро.- М.:Мир, 1969.- 863 с.

28. Николаев В.А. К стратиграфии и тектонике Таласского Алатау (предварительный отчет за 1928 год) // Изв. ГГРУ, 1930,49, № 8.

29. Николаев В.А. Некоторые общие вопросы тектоники Киргизской ССР // Геология СССР, т. 25, Госгеолтехиздат, 1954.

30. Николя А. Основы деформации горных пород: Пер. С англ.- М.: Мир, 1992.- 167с.

31. Новожилов В.В. Основы нелинейной теории упругости, Л.- М., 1948.- 211 с.

32. Оберт Л. Хрупкое разрушение горных пород. \\ Разрушение. Т.2. Математические основы разрушения. М.: Мир, 1976. - С. 59 - 127.

33. Паталаха Е.И. Тектоио-фациальный анализ складчаых сооружений фанерозоя (обоснование, методика, приложение). М.: Наука, 1985. - 168 с.

34. Паталаха Е.И., Гиоргобиани Т.В. Структурный анализ линейной складчатости на примере хребта Каратау (каледонский цикл).- Алма-Ата: Наука Казахской ССР, 1975.196 с.

35. Паталаха Е.И., Лукиенко А.И., Дербенев В.А. Тектопофации мезозоны: Атлас микроструктур.- Алма-Ата: наука, 1987. 184 с.

36. Прокопьев A.B., Фридовский В.Ю., Гайдук В.В. Разломы: (морфология, геометрия и кинематика).- Якутск: ЯФ Изд-ва СО РАН, 2004.- 148 с.

37. Ребецкий Ю.Л. Тектонические напряжения и прочность природных горных массивов. М.: ИКЦ «Академкнига», 2007. - 406 с.

38. Ребецкий Ю.Л., Осокина Д. Н., Яковлев Ф.Л., Михайлова A.B. Тектонофизика. \\ Планета Земля. Энциклопедический справочник. Том «Тектоника и геодинамика».- Ред. Л.И. Красный, О.В. Петров, Б.А. Блюман. СПб.: Изд-во ВСЕГЕИ, 2004,- С. 121 - 133.

39. Родыгин А.И. Методы определения ориентировки осей конечной деформации ( стрейн-аиализ). \\ Проблемы геологии Сибири: Тез. докл. науч. чтений.- Томск, 1994. Вып. 1.С. 143-144

40. Родыгин А.И. Методы стрейп-анализа.-Томск:ТГУ,-1996.-170 с.

41. Сагындыков К.С. О типах метаморфизма и соотношении раннедокембрийского и эокембрийского-пижнепалеозойского комплексов в хребте Кок-Ийрим-Тоо и Тахталыкской гряде. \\ Тектоника западных районов Северного Тянь-Шаня.- Фрунзе: Илим, 1964.-С.

42. Семилеткин С.А., Худолей A.K. Обстановки осадконакопления пород флишевого комплекса Таласского Алатау. \\ Отечественная геология,- 1993, № 1,- С. 6471.

43. Фролова H .С. Влияние метаморфизма на деформационные свойства пород (на примере Таласского Алатау).// Геотектоника.-1982, № 4.-18-24.

44. Худолей А.К. Деформационные структуры и их элементы. \\ Планета Земля. Энциклопедический справочник. Том «Тектоника и геодинамика».- Ред. Л.И. Красный,

45. В. Петров, Б.А. Блюман. СПб.: Изд-во ВСЕГЕИ, 2004.- С. 382 - 429.

46. Худолей А.К., Семилеткин С.А. Морфология и эволюция складчатых и разрывных структур Таласского Алатау (Северный Тянь-Шань).\\ Геотектоника.-1992, №1.-С.84-93.

47. Худолей А.К., Семилеткин С.А. Флишевый бассейн Таласского Алатау (палеотечения и строение). \\ Литология и полезные ископаемые.- 1992, № 4,- С.51-62.

48. Шолпо В.Н. Альпийская геодинамика Большого Кавказа.- М.: Недра, 1978,- 178с.

49. Шубин В.М. Геологическое строение и полезные ископаемые площади листов К-42-60-В, К-42-71-В, К-42-72-А (Отчёт Карабуринской партии по работам 1986-1991 гг ), 1992.

50. Яковлев Ф.Л. Исследование кинематики линейной складчатости (па примере Юго-Восточного Кавказа). \\ Геотектоника, 1987.- № 4.- С.31-48.

51. Яковлев Ф.Л. Исследования процессов и механизмов развития пликативных деформаций в земной коре (обзор существующих методических подходов). \\ Тектонофизика сегодня. М.: ОИФЗ РАН, 2002.- С. 311-332.

52. Яковлев Ф.Л. Роль Центральпо-таласского надвига в геологической структуре междуречья Карабуры и Шильбилисая (Северный Тянь-Шань).\\ Региональная геология некоторых районов СССР.- М.: Изд МГУ, 1976.- с. 10-15.

53. Яковлев Ф.Л. Стратиграфия и тектоника Северной части междуречья Карабуры и Шильбилисая (Северный Тянь-Шань).\\ Региональная геология некоторых районов СССР.- М.: Изд МГУ, 1977.- с. 13-22.

54. Abada I., Gutie'rrez-Alonso G., Nieto F., Gertner I., Becker A., Cabero A. The structure and the phyllosilicates (chemistry, crystallinity and texture) of Talas Ala-Tau (Tien

55. Shan, Kyrgyz Republic): comparison with more recent subduction complexes.W Tectonophysics, 2003.-V. 365.- P. 103-127.

56. Ague J.J. Mass transfer during Barrovian metamorphism of pelites, South-central Connecticut. I: evidence for changes in composition and volume.W American Journal of Science, 1994.- v. 294.- p. 989-1057.

57. Becker A.Y. Quartz pressure solution: influence of crystallographic orientation. \\ Journal of Structural Geology, 1995. V. 17, Issues 10.- P.1395-1405.

58. Becker G. F. Finite homogeneous strain, flow and rupture of rocks.W Bull. Geol. Soc. Amer., 1893. Vol. 4.-P. 13-90.

59. Borradaile G.J. Correlation of strain with anisotropy of magnetic susceptibility (AMS).W Pure & Applied Geophysics, 1991.- V.135.- P.15-29.

60. Borradaile G.J., McArthur J. Tests of strain analysis with experimental strains. \\ Tectonophysics, 1991.- V.185.- P. 325-333.

61. Bosart, P., Dietrich, D., Greco, A., Ottiger, R. & Ramsay, J. G. The tectonic structure of the Hazara-Kashmir syntaxis, Southern Himalayas, Pakistan. \\ Tectonics, 1988.- v. 7.- P. 273297.

62. Boyer S. E., Elliott, D. Thrust systems. \\ Bull. Am. Ass. Petrol. Geol, 1982,- V. 66, 1196-1230.

63. Brandon M.T., Paterson S. Applications of Strain: From Microstructures to Orogenic Belts. \\ Geol. Soc. Amer. Today, 1993.- V. 3, no. 7.- P. 174-179.

64. Brandon M.T. Analysis of geologic strain data in strain-magnitude space.W Journal of Structural Geology. G. B.: Pergamon Press, 1995.V., No.17, P.1375-1385.

65. Breddin H. Tektonische Fossil- und Gesteinsdeformatio im Ggebiet von St. Goarshausen (Rheinisches Schiefergebirge).\\ Decheniana, 1957.- 110,289-350.

66. Burtman V. S., Skobelev S. F., Molnar P. Late Cenozoic slip on the Talas-Ferghana fault, the Tien Shan, central Asia. \\ Geol. Soc. Amer. Bull., 1996.- V.108.- P. 1004-1021.

67. Cashman.S. M. Finite-strain patterns of Nevadan deformation, western Klamath Mountains, California.\\ Geology, 1988. 16, 839-843.

68. Chew D.M. An Excel spreadsheet for finite strain analysis using the Rf/cp' technique.W Computers & Geosciences, 2003.- No. 29 (6), P. 795-799.

69. Choudhury K. R., Meere P. A., Mulchrone K. F. Automated grain boundary detection by CASRG. \\ Journal of Structural Geology, 2006.- V. 28, Issue 3.- P. 363-375.

70. Choukroune P. Contribution a l'etude des mecanismes de la deformation avec schistosite grace aux cristallisations syncinematiques dans les "zones abritees". \\ Bull. Soc. Geol. France Ser., 1971.- V. 13.- P.257-271.

71. Cloos E. Oolite deformation in South Mountain fold, Maryland. \\ Geological Society of America Bulletin, 1947.- V. 58.- P. 843-917.

72. Cooper M. A., Garton M.R., Hossack J.R. Strain variation in the Henaux Basse Normandie Duplex, northern France. \\ Tectonophysics, 1982.- V. 88.- PP. 321-323.

73. Cooper M. A., Garton M.R., Hossack J.R. The origin of the Basse Normandie Duplex, Boulonnais, France. \\ Journal of Structural Geology, 1983.- V.5.- PP. 139-152.

74. Coward M. P., Kim J.H. Strain within thrust sheets. \\ Trust and Nappe Tectonics.-Eds. McClay K.R., Price, N.J.- Spec. Publ. of Geological Society of London, 1981.- N 9.- PP. 275-292.

75. Crespi J.M. Some guidelines for the practical application of Fry's method of strain analysis. \\ Journal of Structural Geology Volume 8, Issue 7, 1986, Pages 799-808

76. Dahlstrom C.D.A. Structural geology in the eastern margin of the Canadian Rocky Mountains. \\ Bulletin of Canadian Petroleum Geology, 1970. V. 18. - P. 332-16.

77. Dahlstrom CD.A. Balanced cross sections. \\ Canadian journal earth science,1969. -V. 6, № 4. P. 743-757.

78. De Paor D. G. R/(pf strain analysis using an orientation net.W Journal of Structural Geology, 1988.-V.10, No. 4.- P. 323-333.

79. Dietrich D. Fold axis parallel extension in an arcuate fold and thrust belt: the case of the Helvetic nappes.W Tectonophysics, 1989. 170,183-211

80. Dunne W. M., Onasch C. M., Williams R. T. The problem of strain-marker centers of the Fry method.W Journal of Structural Geology, 1990.-V.12, No. 7.- P. 933-938.

81. Dunnet D. A technique of finite strain analysis using elliptical particles.W Tectonophysics, 1969,7.- P. 117-136.

82. Elison M. W., Speed R. C. Structural development during flisch basin collapse: the Fencemaker allochthon, East Range, Nevada. \\ Journal of Structural Geology, 1989, 11, 523538.

83. Elliott D. Determination of finite strain and initial shape from deformed elliptical objects.W Geol. Soc. Am. Bull., 1970.-V. 81.- P.2221-2236.

84. Ellis M. A., Watkinson A. J. Orogen-parallel extension and oblique tectonics: the relation between stretching lineations and relative plate motions.W Geology, 1987,15, 1022-1026

85. Engelder T., Fischer M.P., Gross M.R. Geological aspects of fracture mechanics. -Geol. Soc. Am. short course notes.- 1993.- 281 p.

86. Erslev E.A. Normalized center-to-center strain analysis of packed aggregates.W Journal of Structural Geology. G. B.: Pergamon Press, 1988.V.10, No.28, P.201-209.

87. Erslev E.A. Limited, localized nonvolatile element flux and volume change in Appalachian slates.W GSA Bulletin, 1998,110, 900-915.

88. Erslev E.A., Ge H. Least-squares center-to-center and mean object ellipse fabric analysis.W Journal of Structural Geology. G. B.: Pergamon Press, 1990. V.12, No. 8, P. 10471059.

89. Evans J. G. Deformation in the Stensgar Mountain Quadrangle, Stevens County, Washington. WBull. U.S. geol. Surv, 1988.1820.

90. Feehan J.G., Brandon M.T. Contribution of ductile flow to exhumation of low-temperature, high-pressure metamorphic rocks: San Juan-Cascade nappes, NW Washington State. \\ Journal of Geophysical Research, 1999. V. 104, N. B5. - PP. 10,883 - 10,902.

91. Flinn D. Construction and computation of three-dimensional progressive deformations. \\ J. geol. Soc. Lond, 1978. V. 135.- 291-305 p.

92. Flinn D. On folding during three dimensional progressive deformation. \\ Quart. Jour. Geol. Soc. London, 1962.- V. 118.- P. 385-428.

93. Fry N. Fry plots: warning about summed moments.W Journal of Structural Geology. G. B.: Pergamon Press, 1999.V.21, No.l, P.129-134.

94. Fry N. Random point distribution and strain measurement in rocks.W Tectonophysis, 1979.- V.60.- P. 89 -105.

95. Glen R. A. Formation and inversion of transtensional basins in the western part of the Lachlan Fold Belt, Australia, with emphasis on the Cobar Basin.W Journal of Structural Geology, Volume 12, Issues 5-6,1990, Pages 601-620

96. Gray D. R., Willman C. E. Thrust-related strain gradients k and thrusting mechanisms in a chevron-folded sequence, southeastern Australia.W J. Struct. Geol, 1991. 13, 691-710

97. Hogan J. P., William M. D. Calculation of shortening due to outcrop-scale deformation and its relation to regional deformation patterns. \\ Journal of Structural Geology, 2001.- V. 23, Issue 10.- P. 1507-1529.

98. Hossack J. R. Pebble deformation and thrusting in the Bygdin area (Southern Norway). \\ Tectonophysics, 1968.-V. 5, Issue 4.- P. 315-339.

99. Hossack J. R. The use of balanced cross section in the calculation of orogenic contraction. \\ J. Geol. Soc. London, 1979.-V. 136.- P. 705-711.

100. Hsu T. C. The characteristics of coaxial and non-coaxial strain paths. J. Strain Anal. 1,1966.-216-222 p.

101. Huyghe P., Mugnier J. L. Short-Cut geometry during structural inversion: competition between faulting and reactivation.W Bull. Soc. Geol. France, 1992- v. 163, n.6.- 691700 p.;

102. Jain A. K., Anand A. Deformational and strain patterns of an intracontinental collision ductile shear zone—an example from the Higher Garhwal Himalaya. \\J. Struct. Geol. 1988.7, 717-734.

103. Ketcham R. A. Three-dimensional grain fabric measurements using highresolution X-ray computed tomographyA\ Journal of Structural Geology, 2005.-V.27, Issue 7.- P. 1217-1228.

104. Khudoley A.K.-Structural and strain analyses of the middle part of the Tallasian Alatau ridge (Middle Asia, Kirgiystan).\\ Journal of Structural Geology, 1993. V.15, № 6.-PP.693-706.

105. Launeau P., Robin P.-Y.F. Determination of fabric and strain ellipsoids from measured sectional ellipses—implementation and applications. \\ Journal of Structural Geology, 2005.- Volume 27, Issue 12 .- P. 2223-2233.

106. Lisle R. J. Geological strain analysis: A manual for the Rf/cp' technique. Oxford, New-York, Sidney, Frankfurt: Pergamon Press, 1985. - 95 p.

107. Lisle R.J., Ragan D.M. Strain from three stretches ~a simple method. \\ Journal of Structural Geology, 1988,- V. 10,- p. 905-906.

108. Lisle R. J. Estimation of the tectonic strain ratio from the mean shape of deformed elliptical markers. Geologie Mijnb., 1977.- 56,140-144.

109. Markley M., Wojtal S. Mesoscopic structure, strain, and volume loss in folded cover strata, Valley and Ridge Province, MD.W American Journal of Science, 1996.- V.296.- P. 23-57.

110. Marshak S., Mitra G. Basic methods of structural geology. NJ.: Prentice Hall, 1988.- 446 p.

111. McDonough M. R., Simony P. S. Valemount strain zone: a dextral oblique-slip thrust system linking the Rocky Mountain and Omineca belts of the southeastern Cordillera. Geology, 1989.- 17, 237-240.

112. McNaught M. Estimating uncertainty in normalized Fry plots using a bootstrap approach.W Journal of Structural Geology, 2002,-V., No.24.- P.311 322.

113. McNaught M., Mitra G. The use of finite strain data in constructing a retrodeformable cross section of the Meade thrust sheet, southeastern Idaho.W U.S.A. Jour. Struc. Geol., 1996.- v. 18.- P. 573-583.

114. Means W.D. Stress and Strain.- Ney York: Springer Verlag, 1976,- 339 p.

115. Milton N. J. Determination of strain ellipsoid from measurements on any three sections.W Tectonophysics, 1980. V. 64, P. T19 T27.

116. Milton N. J., Williams, G. D. The strain profile above a major thrust fault, Finmark, N. Norway. \\ Thrust and Nappe Tectonics.- edited by McClay K., Price, N. J.- Spec. Publsgeol. Soc. Lond., 1981.- 9, 235-239.

117. Mitra S. Fault-propagation folds: Geometry, kinematics' evolution and hydrocarbon traps. \\ Ibid, 1990. V. 74, № 6. - P. 921-945.

118. Mount V.C., Suppe J., Hook S.C. A forward modeling strategy for balancing cross sections. \\ AAPG Bull, 1990. V.74, № 5. - P. 521-531

119. Mukul, M., Mitra, G. Finite strain and strain variation analysis in the Sheeprock Thrust Sheet: an internal thrust sheet in the Provo salient of the Sevier Fold-and-Thrust belt, Central Utah. Journal of Structural Geology, 1998.- 20, 385-405

120. Mulchrone K. F. An analytical error for the mean radial length method of strain analysis. \\ Journal of Structural Geology, 2005. V. 27, Is. 9. - PP. 1658-1665.

121. Mulchrone K. F. Application of Delaunay triangulation to the nearest neighbour method of strain analysis.W Journal of Structural Geology. G. B.: Pergamon Press, 2003. V., No.25, P. 689-702.

122. Mulchrone K. F., Choudhury K. R. Fitting an ellipse to an arbitrary shape: implications for strain analysis.W Journal of Structural Geology. G. B.: Pergamon Press, 2004.V., No.26, P. 143-153.

123. Mulchrone K. F., O'Sullivan F., Meere P. A. Finite strain estimation using the mean radial length of elliptical objects with bootstrap confidence intervals. \\ Jour, of Struct. Geol., 2003.- V.25, Issue 4.- P. 529-539.

124. Mulchrone, K. F., Meere, P. A. A windows program for the analysis of tectonic strain using deformed elliptical markers. \\ Computers and Geosciences, 2001.- V. 27, N. 10. P. 1253-1257.

125. Mulchrone, K. F., Meere, P. A. The effect of sample size on geological strain estimation from passively deformed clastic sedimentary rocks. \\ Jour, of Struct. Geol., 2003.-V.25, Issue 10.- P. 1587-1595.

126. Onasch C. M. Application of the RfAp' technique to elliptical markers deformed by pressure-solution.W Tectonophysics, 1984. V. 110, P. 157-165.

127. Owens W. N. The calculation of a best-fit ellipsoid from elliptical sections on arbitrarily oriented planes.W Journal of Structural Geology. G. B.: Pergamon Press, 1984.- V.6, No.5, P.611 -618.

128. Pares J.M., Van Der Pluijm B.A. Correlating magnetic fabrics with finite strain: Comparing results from mudrocks in the Variscan and Appalachian Orogens.W Geologica Acta, 2004,- V. 2, Issue 3.-P.213-220.

129. Paterson S. R., Wainger L. Strains and structures associated with a terrane bounding stretching fault: the Melones fault zone, central Sierra Nevada, California. \\ Tectonophysics, 1991.- 194, 69-90.

130. Paterson S.R., Tobisch O. T., Bhattacharyya T. Regional, structural and strain analyses of terranes in the Western Metamorphic Belt, Central Sierra Nevada, California.W Jour, of Struct. Geol., 1989.- V. 11, Issue 3.- P. 255-273.

131. Peach C.J., Lisle R.J. A Fortran IV program for the analysis of tectonic strain using deformed elliptical markers. \\ Computers & Geosciences, 1979.- V. 5, N. 3-4.- P. 325— 334.

132. Quane S. L., Russell J.K. Bulk and particle strain analysis in high-temperature deformation experiments. \\ Journal of Volcanology and Geothermal Research, 2006. V. 154. -63-73 p.

133. Rajlich, P. Strain and tectonic styles related to Variscian transpression and transtension in Moravo-Silesian Culmian basin, Bohemian Massif, Czechoslovakia. \\ Tectonophysics, 1990.174, 351-367.

134. Ramsay J. G. Folding and fracturing of rocks.- New York: McGrow-Hill, 1967.586 p.

135. Ramsay J. G., Huber M. I. The Techniques of Modern Structural Geology. -V.l: Strain Analysis. London: Academic Press, 1983. - 307 p.

136. Ramsay J. G. Tectonics of the Helvetic nappes. \\ Thrust and Nappe Tectonics. -edited by McClay K., Price N. J.- Spec. Pubis geol, Soc. Lond., 1981.- 9,293-309.

137. Ramsay, J. G., Huber M. I. The techniques of modern structural geology.- V. 2. Folds and fractures. London: Academic Press Inc., 1987. - 700 p.

138. Ries A. C., Shackleton R. M. Patterns of strain variations in arcuate fold belts. WPhil. Trans. R. Soc. Lond., 1976.- A283,281-288.

139. Robin P.-Y.F. Determination of fabric and strain ellipsoids from measured sectional ellipses — theory. \\ Journal of Structural Geology, 2002,- Volume 24, Issue 3 .- P. 531-544.

140. Robin P.-Y.F. Determination of geologic strain using randomly oriented strain markers of any shape. \\ Tectonophysics, 1977.- V. 42, Issue 1.- P. T7-T16.

141. Saha D. The Caledonian Skerrols Thrust, SW Scotland microstructure and strain. \\ J. Struct. Geol, 1989.- 11, 553-568.

142. Sanderson D. J. The analysis of finite strain using lines with an initial random orientation. \\ Tectonophysics, 1977.- V. 43, Issues 3-4.- P. 199-211.

143. Schmid S.M., Paterson M.S. Strain analysis in experimentally deformed oolitic limestone. \\ Energetics of Geological Processes. Berlin: Springer, 1977. - 67 - 93 PP.

144. Schwerdtner W. M. A Scale problem in paleo-strain analysis. \\ Tectonophysics, 1973.-V. 16, Is. 1-2, P. 47-54.

145. Sharpe D. On slaty cleavage.W Quart. Jour, of the Geol. Soc. (London), 1847, V.3. -P. 74-105.

146. Shimamoto T., IkedaY. A simple algebraic method for strain estimation from deformed ellipsoidal objects. 1. Basic theory.\\ Tectonophysics, 1976. V. 36.- P. 315 337.

147. Shimizu I. Ductile deformation in the low-grade part of the Sambagawa metamorphic belt in the northern Kanto Mountains, central Japan. \\ J. geol. Soc. Japan, 1988.94,609-628.

148. Siddans A.W. Analysis of the three-dimensional, homogeneous, finite strain using ellipsoidal objects.W Tectonophysics, 1980. V. 64.- P. 1-16.

149. Soto J. I. Strain analysis method using the maximum frequency of unimodal deformed orientation distributions: application to gneissic rocks. \\ Journal of Structural Geology, 1991.-V. 13, # 3.-PP. 329-335.

150. Suppe J. Principles of structural geology. Englewood Cliffs.- NJ.: Pretice-Hall, 1985.-537 p.

151. Toriumi M. Two types of ductile deformation/regional metamorphic belt. \\ Tectonophysics, 1985.- 113,307-326.

152. Treagus S.H., Hudleston P.J., Lan, L. Non-ellipsoidal inclusions as geological strain markers and competence indicators. \\ Journal of Structural Geology. G. B.: Pergamon Press, 1996.- V. 18, No.9, P. 1167 - 1172.

153. Van der Pluijm B.A., Marshak S.- Earth Structure.- 2-nd edition.- NY: McGraw Hill, 2004.- 656 p.

154. Wilkerson M.S., Wellman P.C. Three-dimentional geometry and kinematics of the Gale-Buckeye thrust system, Quachita fold and thrust belt, Latimer and Pittsburg counties, Oklahoma. \\ Ibid, 1993. V. 77, № 6. - P. 1082-1100.

155. Wood D.S., Holm P.E. Quantitative analysis of strain heterogeneity as function of temperature and strain rate. \\ Tectonophysics, 1980.- V. 66. PP. 1-14.

156. Woodward N.B., Boyer S.E., Suppe J. An outline of balanced cross-sections. -Tennessee: University, 1985. 170 p.

157. Woodward N.B., Boyer S.E., Suppe J. Balanced geological cross-sections: An essential technique in geological research and exploration.W American Geophysical Union Short Course in Geology, 1989.- V.6.-132 p.

158. Wynn T.J., Stewart S.A. Comparative testing of ellipse-fitting algorithms: implications for analysis of strain and curvature. WJournal of Structural Geology, 2005. V.27, Is. 11.-PP. 1973-1985.

159. Yonkee W. A. Strain patterns within part of the Willard thrust sheet, Idaho-UtahWyoming thrust belt. \\ Journal of Structural Geology, 2005.- 27, 1315-1343.

Информация о работе

Войтенко, Вячеслав Николаевич
кандидата геолого-минералогических наук
Москва, 2007
ВАК 25.00.03

Диссертация

Количественная оценка деформаций разномасштабных структур Таласского Алатау, Кыргызстан - тема диссертации по наукам о земле, скачайте бесплатно

Автореферат

Похожие работы