2.5.3. Тектонические нарушения

Тектоническими единицами третьего порядка являются тектонические нарушения. Основой для многих теоретических вопросов и создания геотектонических концепций выступают знания о взаимоотношениях и внутреннем строении слагающих литосферу элементов – геологических тел. Этим вопросом занимается раздел геотектоники –структурная геология.

Изучение условий залегания осадочных, магматических и метаморфических горных пород позволяет решать как теоретические, так и прикладные вопросы геологии. Данные структурной геологии имеют большое значение при поисках и разведке полезных ископаемых, выполнении гидрогеологических и инженерно-геологических изысканиях и т.д.

Форма и положение геологических тел в пространстве свидетельствует о том, что они являются результатом двух процессов: 1) первоначального образования; 2) последующих преобразований в недрах или на поверхности Земли.

В соответствии с этим выделяются первичные структуры, возникшие при образовании породы, ивторичные структуры, обусловленные последующей деформацией.

Первичные структуры

Структуры осадочных пород

Осадки и образующиеся при их диагенезе осадочные породы накапливаются в понижениях рельефа (на дне океанов и морей, озёр, в речных долинах, межгорных депрессиях и пр.) и, как правило, первоначально обладают горизонтальным залеганием. Первичной структурной формой для осадочных горных пород является слой.

Слоемназывается геологическое тело плоской формы большой протяженности, ограниченное двумя приблизительно параллельными плоскостями, обладающее более или менее однородным составом.

В строении слоя выделяют следующие элементы: подошва слоя – нижняя его граница, кровля слоя – верхняя граница, мощность слоя – расстоянии по нормали от кровли до подошвы (рис. 2.25).

Различают мощность слоя: видимую – мощность части слоя, доступную наблюдению; неполную – расстояние по перпендикуляру к поверхности наслоения от кровли или подошвы до любой части слоя. Изменения мощности слоя имеют плавный характер и могут представлять раздувы, пережимы, выклинивания и замещения (рис. 2.26.)

Рис. 2.27 Горизонтальное залегание слоев

а – в плане, б – в разрезе; 1 – известняки, 2 – глинистые сланцы, 3 – песчаники, 4 – конгломераты; 5 – границы слоев

Слой является элементарной структурной формой. Его образование занимает некоторый отрезок времени (об этом говорит мощность слоя). В связи с этим слой является элементарной стратиграфической – временнóй единицей. Каждый слой отличается от подстилающих и перекрывающих пород составом слагающих его осадков, что связано с изменением условий их накопления (рис..2.28).

Рис. 2.28 Обнажение со слоистым залеганием горных пород

В процессе формирования слои осадочных горных пород имеют преимущественно горизонтальное залегание, значительно реже они слабо наклонены, обычно под углом 1 – 2°. При горизонтальном залегании абсолютные высоты границ между слоями в принципе одинаковы, и выходы слоев на дневную поверхность повторяют в плане контуры рельефа (рис. 2.27).

Группы слоев, обладающие некоторой общностью признаков, отличающих их от смежных по разрезу слоёв (или групп слоев) объединяют в пачки. Такая общность может быть связана с особенностью строения (повторяющееся на некоторой мощности разреза переслаивание двух или более разновидностей пород), отличием в литологическом составе (обогащенность минеральными компонентами, ожелезнение и пр..) или другими признаками, визуально выделяющими группу слоев из общей мощности толщи.

Внутри слоев нередко отмечается тонкое строение, выражающееся в чередовании частой тонких слойков(толщиной от долей мм до 1-2 см), различающихся по структуре составляющих породу компонентов, их минеральному составу или примесям.

Такой элемент внутреннего строения слоёв называется слоистость(илислойчатость).

Слоистость– чередование слоев и представляет собой проявление первичной неоднородности осадка. Сочетания слоев, связанных единством условий или времени образования, образуют пачки, толщи, свиты (рис. 2.28).

Характер перехода от одного слоя к другому позволяет судить о физико-химических изменениях среды, которые произошли при отложении осадка. Этот переход может быть резким или постепенным, незаметным. В тех случаях, когда в пределах слоя наблюдается постепенный переход от грубозернистых осадков в основании до тонкозернистых в верхней его части, говорят о градационной слоистости. Закономерно повторяющееся чередование слоев, отличающихся по составу или структуре, называетсяритмичной слоистостью.

Особенности слоистости отражают характер движения той среды, в которой происходит накопление осадка. Поэтому при изучении залегания слоев следует обращать внимание на их форму, мощность и взаимоотношение.

Выделяют четыре типа слоистости: параллельная, волнистая, косая, линзовидная.

Параллельнаяслоистость характеризуется одинаковым расположением поверхностей напластования, которые по своему пространственному соотношению близки к параллельным плоскостям (рис. 2.29а).

Рис. 2.29 Типы слоистости

а – параллельная, б – волнистая, в – линзовидная, г – косая слоистость.

Разной штриховкой обозначены различные породы

Волнистая слоистость имеет волнисто-изогнутое расположение поверхностей наслоения (рис. 2.29.б). Образуется при движении водной среды осадкообразования, имеющих периодическую смену или повторяемость направления – отливные и приливные течения, волнения в прибрежных мелководных зонах.

Линзовидная слоистость характеризуется разнообразием формы и изменением мощности отдельных слоев до полного их выклинивания. Такая слоистость образуется при быстром и изменчивом движении водной или воздушной среды, например, во врѐменных потоках или в зоне прибоя.

Косая слоистость обладает сложным относительным расположением прослойков в некоторых типах отложений (особенно в песках) с первичным наклоном к общей поверхности накопления осадков. Косая слоистость возникает в результате неравномерно переменного движения воздушных и водных масс. Она обнаруживается в дельтах рек, на песчаных откосах, в эоловых отложениях и т.п. (рис. 2.29.г).

Согласное и несогласное залегание слоистых толщ

Если отложение осадков в данной области продолжалось длительное время, испытывая лишь незначительные колебания энергии транспортирующего агента, слои могут различаться структурой и составом, будучи связаны постепенными переходами. При этом слои, образующие непрерывную последовательность, обычно параллельны между собой, т.е. каждый вышележащий слой без каких-либо следов перерыва в накоплении осадков налегает на нижележащие породы. Такое соотношение толщ горных пород называют согласным. Согласное залегание отражает непрерывность процесса накопления осадка.

В ряде случаев межу вышележащими и подстилающими слоями стратиграфическая последовательность нарушается, и отложения тех или иных стратиграфических горизонтов отсутствуют. Такие взаимоотношения являются результатом перерыва осадконакопления и создают несогласноезалегание пород. Перерыв в осадконакоплении

Различают несколько видов несогласного залегания толщ.

Параллельное несогласие выражается перерывом среди слоев, залегающих изначально параллельно. Признаком несогласия служит существенное отличие пород по составу и заключенным в них окаменелостям. Поверхность несогласия выражена белее или менее резко и представляет собой древний рельеф со следами размыва и выветривания. Иногда в основании молодых отложений располагаются базальные конгломераты, содержащие обломки подстилающих пород (рис. 2.30.а).

Рис 2.30 Виды несогласного залегания толш

а – параллельное несогласие, б – угловое несогласие,:

1 – изверженные породы, 2 – глинистые породы, 3 – известняки, 4 – песчаники, 5 – конгломераты,

6 – граница несогласного залегания.

Параллельное несогласие, выраженное нерезко, называется скрытым несогласием.

Угловоенесогласие проявляется в налегании относительно молодого стратиграфического комплекса на уже дислоцированные, наклонно залегающие более древние образования. Это, как правило, свидетельствует о значительном по времени перерыве в осадконакоплении. При этом поверхность несогласия срезает под углом разные слои древней толщи и располагается более или менее параллельно границам между отдельными слоями молодой серии осадков (рис. 2.30.б). Величина углового несогласия может колебаться в широких пределах – от 0 до 90°.

Угловое несогласие часто сопровождается различием в простирании контактирующих свит. Такое несогласие называется азимутальным.

Структуры вулканогенных комплексов

Вулканогенные образования в виде потоков застывших лав, слоев рыхлых или спекшихся туфов и туффитов, куполов и обелисков, образовавшихся застывшим магматическим расплавом, чрезвычайно широко распространены в земной коре.

Форма геологических тел, сложенных вулканогенными породами, и условия их залегания зависят от многих факторов, важнейшими среди которых можно выделить следующие:

1) состав вулканических продуктов (основные, средние или кислы лавы);

2) характер и условия проявлений вулканизма (наземные или подводные извержения);

3) степень удаленности от вулканического аппарата.

Лавы среднего и основного состава бедные кремнеземом, весьма подвижны и распространяются на значительное расстояние от центров излияния.

Кислые лавы, содержащие большое количество кремнезема, вязкие. Они накапливаются вблизи вулканических аппаратов, образуя вокруг кратера в совокупности с обломочным материалом высокие вулканические конусы с крутыми склонами. Излияния кислых лав обычно сопровождаются взрывами и выделением большого количества пирокластических продуктов в виде вулканических бомб, песка и пепла.

Лавы основного (базальтового) состава образуют потоки разной протяженности и покровы, занимающие обширные площади порой в несколько сотен тысяч квадратных километров (например, сибирские траппы покрывают территорию более 1550 тыс. км²). Вулканические покровы связаны с излияниями трещинного типа. Потоки лав основного состава могут быть связаны с излияниями трещинного и центрального типа.

Отдельные потоки лав основного состава, связанные с трещинными извержениями, имеют протяженность в несколько десятков километров при ширине 3 – 5 км и мощности 40 – 50 м. Потоки, связанные с излияниями центрального типа, меньшие по размерам. Мощность их обычно не превышает первых метров, достигая лишь в углублениях рельефа 30 – 40 м, ширина колеблется от 200 – 400 вблизи кратера до 1,5 – 2 км на значительном удалении от него. Протяженность лавовых потоков основного состава может превышать 10 км.

Размеры лавовых потоков кислого состава колеблются от единиц до сотен метров, а протяженность – от сотен метров до нескольких километров. В некоторых случаях лавы кислого состава могут образовывать плато-потоки, состоящие из нескольких отдельных потоков больших размеров и изометричной в плане формы (например, плато-поток в Йеллоустонском парке США занимает площадь 2500 км²).

В особую группу выделяются экструзивные породы, представляющие собой выдавленные на поверхность массы вязкой магмы кислого состава, которые не растекаются на поверхность, а нагромождаются над устьем вулканического жерла в виде куполов и обелисков. Купола и обелиски обладают формой изометричной в плане и столбчатой в разрезе, с отсутствием вертикальной зональности.

Формирование и условия залегания пирокластических (вулканогенно-обломочных) горных пород зависит от двух факторов:

1) эндогенных – дробление материала при вулканических извержениях;

2) экзогенных – разрушение, перемещение и отложение на поверхности под влиянием водных потоков, морских течений, ветра и т.д.

Форма залегания пирокластического материала, отложившегося сразу после вулканического выброса, определяется направлением взрыва (вертикальное, наклонное, горизонтальное). Вследствие этого она может быть круговой, овалоподобной, секторной, лучевой.

При извержениях в кратерных озерах или во время сильного дождя пирокластический материал отлагается в виде грязевых потоков на склонах и у подножия вулканов, иногда веерообразно. Скатываясь по склону вулканов, пирокластический материал образует туфовые и песчаные потоки.

Понимание условий образования вулканогенных пород связано с выявлением центров и характером извержений. Прямое выделение вулканических аппаратов возможно для молодых и современных вулканов. Они хорошо выделяются в рельефе, особенно если их продукты представлены кислыми лавами. Центры извержения древнего вулканизма выделяются по комплексы прямых и косвенных признаков. Прямыми признаками будут выступать остатки жерловин и других характерных структуры, четко выделяющиеся с помощью дистанционных методов (аэро- и космические снимки). К косвенным признакам относятся: формы залегания, структурные особенности, пространственное размещение различных типов вулканических образований и др.

Главнейшие признаки близкорасположенного вулканического аппарата:

1) возрастание насыщенности разреза эффузивами;

2) увеличение мощности отдельных лавовых потоков;

3) возрастание количества грубообломочных прирокластических образований (вулканических брекчий, бомбовых горизонтов);

4) наличие экструзивных куполов, радиальных и концентрических даек;

5) появление субвулканических тел;

6) изменение характера залегания лавовых потоков – увеличение углов падения по мере приближения к центру извержения.

Условия формирования вулканогенных комплексов существенно различны в наземных и подводных условиях.

При наземных извержениях застывшие лавы чередуются с туфами, а также обломочным материалом грязевых потоков. Лавы застывают медленно, образуя характерную столбчатую отдельность (рис. 2.31.а). Обломочный материал обладает грубой сортировкой. В связи с окислением минералов железа продукты наземных извержений часто окрашены в красный цвет.

При подводных извержениях образуются покровы, переслаивающиеся с морскими осадкам. Пирокластический материал хорошо сортирован. Лавы образуют шаровую или полушечную отдельность (рис. 2.31.б). Морские вулканогенные образования претерпевают зеленокаменное изменение.

Рис. 2.31 Формы застывания лавы

а – столбчатая отдельность базальта, б – подушечная отдельность

Структуры интрузивных комплексов

Интрузивные тела, сложенные глубинными магматическими породами, имеют разнообразную форму и размеры, зависящие от глубины формирования, состава магмы, характера вмещающих пород и др. (рис. 2.32).

Рис. 2.32 Формы залегания магматических тел

По соотношению с вмещающими породами, интрузии подразделяются на согласные силы, лакколиты, лополиты, факолиты), секущие (штоки, некки, дайки) и частично согласные (гарполиты и батолиты).

Формы согласных интрузивных тел

Силл, илипластовая интрузия, представляет собой плоское магматическое тело, внедрившееся по слоистости осадочных пород. Силы формируются на сравнительно небольшой глубине и нередко представлены эффузивными породами основного состава, обладающими лишь формой залегания, характерной для интрузивных пород.

Лакколит– грибо- или караваеобразное тело, внедрившееся между слоями пород и приподнявшее над собой кровлю в форме купола, формируется также на небольшой глубине. Их размеры достигают не более 10 км в поперечнике. Лакколиты сложены породами среднего и щелочного состава (андезиты, нефелиновые сиениты и др.).

Лополит– чашеобразное тело, расположенное в синеклизах – пологих синклинорных структурах чехла платформы. Их размеры могут достигать диаметр до 300 км. Образованы преимущественно породами основного состава.

Факолит– интрузия линзообразной и серповидной формы, заполняющая полости отслоения в замкáх складок, в отличие от рассмотренных выше тел факолиты представляют собой пример пассивного механического воздействия на породы, внедрения послескладчатых интрузий.

Формы секущих интрузивных тел

Секущих интрузии представляют собой относительно мелкие магматические тела, формирование которых происходит в связи с возникновением разрывных тектонических структур.

Шток– крутозалегающее субизометрическое магматическое тело, площадью не более 100 км². штоки с параллельными вертикальными контактами называютсяхонолиты, конусообразные штоки –этмолиты.

Некки(вулканические жерла) - крутозалегающие цилиндрические магматические тела, составляющие вулканического аппарата, диаметром от десятков метров до 1,5 км. Разновидностью некка являютсякимберлитовые трубки(трубки взрыва), заполненные пирокластическими образованиями основного состава и обломками прорываемых пород.

Дайки– плитообразные магматические тела, выполняющие тещины в земной коре. Мощность даек измеряется дециметрами или первыми метрами, длина – десятками и сотнями метров. Дайки могут иметь самый различный состав. Они формируются как в абиссальных (глубинных), так и в субвулканических условиях.

Формы частично согласных интрузивных тел

Гарполит– межформационная интрузия, т.е. магматическое тело, залегающее вдоль поверхностей несогласия, разделяющих геологические формации различного возраста. Подошва интрузии занимает секущее положение по отношению к структуре подстилающего комплекса, а кровля – согласное с поверхностью наслоения в перекрывающей толще.

Батолит– самое крупное глубинное образование. Они представляют собой сложные образования, сформировавшиеся в процессе метасоматического замещения горных пород, возникновения магмы на месте или перемещения ее в верхние горизонты. Объем батолитов измеряется десятками тысяч км³. Батолиты имеют сложное внутреннее строение. Разнообразные структурные элементы, обусловленные вещественной и структурной неоднородностью интрузий, особенно ярко выражены в их приконтактовых зонах. Здесь внедряющаяся магма взаимодействует с окружающими породами. Под влиянием высокой температуры, паров и газов, выделяющихся из расплава, вмещающие породы изменяются и перекристаллизовываются с образованием ороговикованных пород, роговиков, скарнов и других контактово-метаморфических пород (экзоконтактовые явления). Одновременно приконтактовые изменения происходят и в самих интрузивных породах (эндоконтактовые явления). Они могут выражаться в возникновении относительно мелкозернистых разностей пород, а также пород более кислого или основного состава. При внедрении магмы в нее попадают обломки вмещающих пород –ксенолиты. Скопления ксенолитов, располагающихся в краевой части интрузии, называютсяэруптивными брекчиями.

Широко распространенной неоднородностью в магматических массах являются шлиры– минеральные скопления, отличающиеся от остальной породы иными количественными соотношениями составных частей или структурой. Например, в гранитах – это участки, обогащенные темноцветными минералами.

В вязком материале магмы течение имеет ламинарный (спокойный) характер, и текущие слои стремятся расположиться параллельно внешним контурам массива. При этом возникают плоскостные линейные структуры течения, подчеркиваемые закономерным расположением минералов, ксенолитов, шлиров и т.д.

После затвердевания внешней оболочки интрузивного тела внутренняя часть его может целиком или частично оставаться жидкой. В эту фазу формирования интрузивных массивов в них появляются первичные трещины, компенсирующие уменьшение объема при застывании и охлаждении магматических масс. Возникающие трещины имеют различное направление (рис. 2.33).

Рис. 2.33 Системы трещин

(обозначены латинскими буквами в интрузивном массиве (по Г. Клоосу)

Поперечные трещины, известные под названием трещин Q, развиваются перпендикулярно к ориентировке структур течения.

Продольные трещины (S) располагаются по простиранию линейных структур течения.

Пластовые трещины (L) образуются в верхних и периферических частях интрузий. Они совпадают с поверхностью первичных структур течения и полого залегают в верхних частях массивов.

Диагональные трещины (D) располагаются косо к направлению структур течения, пересекаясь под углом, близким к 90°. Образуются они на поздних стадиях формирования массива. Эти трещины часто выполняются жилами аплитов, гранит-порфиров и других пород.

Вторичные структуры

Под воздействием различных факторов, ведущая роль среди которых принадлежит тектоническим движениям, первичные структуры горных пород нарушаются, деформируются, и возникают новые – вторичные структуры.

Деформация может быть вызвана внешними механическими силами, приложенными к телу, а также такими причинами, как колебания температуры, физико-химические превращения, с которыми связано изменение объема вещества, и др.

Деформации бывают упругими, пластическими и разрывными.

Деформация называется упругой, если она исчезает после прекращения действия вызвавших ее сил. Пластической называют деформацию, остающуюся после прекращения механического воздействия на тело, если она не сопровождается существенным его разрушением. Разрывными (хрупкими) деформациями называются те, которые приводят к полному разрушению материала.

Выделяются следующие простые виды деформации: растяжение, сжатие; сдвиг, изгиб и кручение (рис. 2.34). В природе обычно наблюдается сочетание нескольких видов деформаций.

Рис. 2.34 Простые виды деформаций

а – растяжение, б – сжатие, в – сдвиг, г – изгиб, д - кручение

Элементы залегания пластов. Положение пластов в пространстве определяется их элементами залегания, к которым относятся: простирание, падение и угол падения (рис. 2.35).

Рис. 2.35 Элементы залегания пластов

Простираниепласта - это протяженность слоя на горизонтальной поверхности Земли.Линией простиранияназывается линия пересечения поверхности слоя с горизонтальной плоскостью, т.е. любая горизонтальная линия на поверхности слоя.

Падение– это направление наклона пласта.Линией паденияназывается линия, перпендикулярная к линии простирания, лежащая на поверхности слоя и направленная в сторону падения.

Углом паденияназывается угол, заключенный между линией падения и проекцией ее на горизонтальную плоскость.

Положение линии простирания и линии падения в пространстве определяется азимутами.

Азимутом простиранияназывается угол между направлением на север и направлением линии простирания.

Азимутом паденияназывается угол между северным направлением и проекцией линии падения на горизонтальную плоскость.

Элементы залегания измеряются с помощью горного компаса, который снабжен уровнем и клиномером с дополнительной шкалой. Горный компас имеет лимб, градуированный против часовой стрелки, что облегчает измерение азимутов.

Рис. 2.36 Горный компас

Типы складчатых (пластических) деформаций

В результате действия пластических деформаций горных пород возникает нарушенное залегание слоев земной коры без видимого разрыва их сплошности. Такие формы нарушений называют пликативными дислокациями. К ним относится образование моноклиналей, складок и флексур.

Моноклинальное залеганиеобразуется в том случае, если горизонтально залегающие породы в результате тектонических движений приобрели наклон под одним углом на значительном пространстве.Моноклиналь– это наиболее простая форма пликативных дислокаций, широко проявлена в чехлах молодых и древних платформ. Существуют слабонаклонные (до 15°), пологие (16-30°), крутые (30-74°), поставленные на голову (80-90°) моноклинали.

Складчатые деформацииилискладки– это волнообразные изгибы пластов без разрыва сплошности пород. Этот тип дислокаций проявлен наиболее широко. Главными элементами складки являются замóк (свод) – место перегиба слоев, крылья – участки однообразного залегания слоев, боковые части складки, примыкающие к своду. Внутренняя часть складки называется ядром. Угол складки – угол, образованный линиями, являющимися продолжением крыльев складки. Плоскость симметрии, проходящую через замок и равноудаленную от крыльев, называют осевой плоскостью складки. Линию пересечения осевой плоскости с замком называют шарниром, а линию пересечения той же плоскости с горизонтальной поверхностью – осью складки (рис. 2.37).

Рис. 2.37 Элементы складки

З – замок, К – крылья, Я – ядро, О.П. – осевая плоскость, Ш – шарнир, О – ось складки

Морфологические типы складок

Все складки разделяются на антиклинальные и синклинальные. Антиклинальные – положительные складчатые структуры, в ядрах которых располагаются более древние породы, чем на крыльях, замком обращены вверх. Синклинали, наоборот, - отрицательные структуры, в ядрах которых располагаются наиболее молодые породы, замком обращены вниз (рис. 2.38).

Зона погружения шарнира антиклинальной складки называется периклиналью, а зона воздымания шарнира синклинальной складки –центриклиналью.

По относительному положению и характеру сопряжения крыльев выделяют открытые складки, крылья которых расходятся от замка в разные стороны (рис. 2.39,а), и закрытые – в том случае, если крылья взаимно параллельны или сходятся по мере удаления от замка.

Среди закрытых складок выделяются:

- изоклинальные – с параллельным расположением крыльев (рис. 2.39,б);

- веерообразные, крылья которых в некоторой части имеют обратное падение (рис. 2.39,в);

- сундучные (коробчатые) с плоскими замками и крутыми крыльями (рис. 2.39,г).

По положению осевой поверхности и углу наклона крыльев складки подразделяются на:

- нормальные (симметричные) – с вертикальной осевой поверхностью и одинаковыми углами наклона крыльев (рис. 2.40,а);

- косые (асимметричные) – с наклонной осевой поверхностью и разными углами падения крыльев (рис. 2.40,б), наклоненных в разные стороны от осевой поверхности;

- опрокинутые – с наклонной осевой поверхностью и с крыльями, обращенными в одну сторону (рис. 2.40,в);

- лежачие – с горизонтальным положением осевых поверхностей (рис. 2.40,г);

- ныряющие – с осевой поверхностью, изогнутой до обратного падения (рис. 2.40, д).

Рис. 2.40 Типы складок по положению осевой поверхности и углу наклона крыльев

Складки: а – нормальная (симметричная), б – косая (асимметричная). в – опроконутая, г – лежачая, д – ныряющая

По наклону шарнира складки делятся на горизонтальные, наклонные и вертикальные.

По соотношению мощностей слоев на крыльях и в сводовой части складок выделяются параллельные и подобные складки.

Параллельные (концентрические) складки – складки, у которых мощность слоев на крыльях и в замковых частях одинакова. С глубиной радиус кривизны свода таких складок изменяется, и антиклинали становятся более резкими, а синклинали – более пологими (рис. 2.41,а). Образуются такие складки при сводовом перемещении слоев вдоль плоскостей напластования.

В случае, если возможность свободного скольжения слоев отсутствует, т.е. слои в пачке как бы закреплены (блокированы), они сминаются в замковых частях, образуя вторичные блокированные складки. В замках блокированных складок образуются отслоения, благоприятные для циркуляции различных растворов, в частности рудоносных.

Подобные складки – складки, у которых поверхности напластования имеют одинаковую форму, а мощность слоев непостоянна. На крыльях она уменьшается, а в сводовых частях увеличивается (рис. 2.41,б).

По отношению продольной и поперечной осей в плане складки делятся на две группы – линейные и брахиформные.

Линейными называются складки, длинная ось которых значительно больше короткой. Брахиформными называются складки, у которых размеры длинной и короткой осей близко соизмеримы.

Брахиантиклинали именуют куполами, брахисинклинальные складки называют мульдами.

Несколько обособленное положение в классификационной схеме занимают флексуры– коленчатые изгибы в слоистых толщах, характеризующиеся наклонным положением слоев при общем их горизонтальном залегании или более крутым падением на фоне общего наклонного залегания (рис. 2.42). Среди этих структур различают: 1) вертикальные флексуры, обусловленные вертикальными движениями земной коры, у которых шарниры располагаются горизонтально; 2) горизонтальные флексуры, сопровождающие сдвиги, у которых шарниры расположены вертикально,

Кинематические типы складок

По характеру перемещения вещества при складкообразовании выделяют три главных типа складок: складки изгиба, течения и скалывания (рис. 2.43).

Рис. 2.43 Кинематические типы складок

а – продольного изгиба, б – поперечного изгиба, в – складки течение, г – складки скалывания

(по Г.Д. Аджигею)

Складки изгибавозникают при сдавливании слоистой пачки. Складки, образующиеся при сжатии, направленном вдоль слоистости, называются складками продольного изгиба (рис. 2.43,а). Складки поперечного изгиба возникают при сдавливании, ориентированном перпендикулярно к слоистости (рис. 2. 34,б).

Складки течения(рис. 2.43,в) образуются при пластичном течении вещества вдоль слоистости или при проникновении материала одного геологического тела внутрь другого (внутрислойное и межслойное течение). Такие складки часто наблюдаются в породах, обладающих наиболее высокой пластичностью (глины, гипс, соль), или в зонах высокого метаморфизма, де породы приобретают пластичность в результате высокого давления, температуры и насыщения флюидами (растворами).

Складки скалываниявозникают при относительном перемещении тончайших пластин (микролитонов) вдоль поверхностей расплющивания, ориентированных в общем случае перпендикулярно к направлению сжатия (рис. 2.43,г). Замковые части складок образуются там, где относительное перемещение пластин имеет минимальную амплитуду, возрастающую на крыльях складок. В результате формируются подобные складки, отличительной особенностью которых является постоянство мощности деформированного слоя, измеряемой в плоскости перемещения.

Складки скалывания занимают промежуточное положение между складчатыми и разрывными дислокациями.

Типы разрывных нарушений

Разрывные тектонические нарушения возникают в тех случаях, когда величина приложенных к пласту сил превышает пределы упругих и пластических деформаций горных пород. В горно-складчатых областях они образуют единую систему с пластическими деформациями.

Выделяют два типа разрывных нарушений: 1) разрывы без смещения (тектонические трещины, диаклазы); 2) разрывы со смещением (параклазы).

Трещины. Все горные породы, претерпевшие тектоническое воздействие, обладаюттрещиноватостью. По степени проявлении трещины можно разделить на открытые, закрытые и с крытые. Открытые трещины обладают четко видимой полостью, обычно более или менее открытой. В закрытых трещина разрыв заметен невооруженным глазом, но стенки трещин сближены настолько, что полость практически отсутствует. Скрытые трещины при обычных наблюдениях не видны, они обнаруживаются лишь при раскалывании горной породы.

При тектонических деформациях возникает три главных вида трещин: трещины отрыва, скалывания и сжатия (рис. 2.44).

Трещины отрывавозникают при растяжении. Они нередко в той или иной степени открыты или заполнены минеральным веществом. Протяженность каждой трещины обычно невелика, но системы трещин, часто располагающиеся кулисообразно, могут прослеживаться на значительное расстояние. Трещины отрыва образуются главным образом в зонах растяжения, возникающих вблизи разломов на перегибах структур, в сводовых частях куполов. Трещины отрыва возникают и при сжатии, параллельно оси главного напряжения. Наиболее яркое выражение они получают при явлениях будинажа⁴.

Трещины скалыванияориентированы под углом, близким к 45°, по отношению к направлению сжатия. Эти трещины, обычно закрытые, обладают большой протяженностью. Поверхность их ровная, нередко со следами скольжения. Трещины скалывания сопровождают взбросы и сдвиги, а также складчатые дислокации.

Трещины сжатия(расплющивания) ориентированы перпендикулярно к оси главного сжатия. Они развиваются вдоль ослабленных направлений, возникающих при пластичном течении вещества под нагрузкой тектонического сжатия. Наиболее яркое выражение трещин сжатия представляет кливаж⁵.

Кливаж– совокупность параллельных плоскостей, разделяющих горные породы на тончайшие пластинки; образуется при различных тектонических деформациях.

В основе изучения трещинных структур должны лежать непосредственно полевые наблюдения. При этом определяются элементы пространственной ориентировки трещин (азимут падения, азимут простирания, угол падения), последовательность их формирования, выясняется генетическая природа трещин. При описании трещинных структур отмечается форма трещин, характер их поверхности, степень проявления, наличие минерального заполнения, взаимные пересечения.

Рис. 2.46 Трещиноватость горных пород

1 - трещиноватость, 2 – кливаж, 3 – роза-диаграмма простираний

Наблюдения трещин проводят с учетом следующих требований:

1) необходимо отразить особенности проявления трещин в различных частях тектонических структур – в замках и на крыльях складок, вблизи и в удалении от разрывных нарушений;

2) если наблюдения трещин носит массовый характер, выявляют преобладающую ориентировку, относительную интенсивность их видов.

Простым способом и широко распространенным методом графического изображения трещиноватости горных пород может служить построение роз-диаграмм. На таких диаграммах можно выявить т отразить преобладающие простирания, направления и углы их падения (рис. 2.46).

Разломы. Все разрывные нарушения, сопровождающиеся смещением блоков, можно подразделить на две группы:

1) разрывные нарушения, связанные с растяжениемземной коры, -сбросыираздвиги;

2) разрывные нарушения, связанные со сжатиемземной коры, -взбросы,надвиги,шарьяжиисдвиги.

Сбросы– разрывные нарушения, у которых поверхность разрыва наклонена в сторону опущенного блока пород. В структуре сброса выделяют элементы: крылья, сместитель, амплитуда (рис. 2.47).

Сбросы, как и другие разломы, классифицируются по нескольким признакам:

1) по углу наклона сместителя: выделяют пологопадающие сбросы с углом наклона сместителя до 45°; крутые сбросы с углом наклона сместителя 45 - 80°; вертикальны сбросы с углом наклона сместителя около 90°;

2) по соотношению сместителя и нарушаемых пластов выделяются согласные и несогласные, шарнирные и цилиндрические сбросы.

У согласных сбросов наклон пород и сместителя направлен в одну и туже сторону (рис 2.48,а). У несогласных сбросов породы и сместитель падают в противоположные стороны (рис. 2.48,б). Шарнирные сбросы образуются вращения блока относительно оси, перпендикулярной сместителю (рис. 2.48,в). Цилиндрические сбросы осуществляются вращением относительно оси, параллельной сместителю (рис. 2.48,г).

Рис. 2.49 Групповые нарушения

Взбросы– разломы, поверхность разрыва которых наклонена в сторону приподнятых пород, т.е. висячее крыло поднято, а лежачее опущено (рис. 2.47). Взбросы также образуют групповые разломы, в том числе горсты и грабены.

Надвиги– разрывы взбросового характера с пологим, часто переменным падением сместителя. Это сложная форма залегания толщ горных пород, развивающаяся преимущественно в результате тангенциального сжатия, причем одна часть слоя или складки надвигается на другую вдоль поверхности, имеющей положение близкое к горизонтальному.

Шарьяжи(тектонические покровы) – надвиги, сопровождающиеся перемещением по пологому, почти горизонтальному, сместителю. Висячее перемещенное крыло тектонического покрова называюталлохтоном, лежачее, обычно неподвижное крыло –автохтоном(рис. 2.50). Перемещение тектонических покровов (шарьяжей) в ряде случаев происходит под действием гравитационных сил.

Сдвиги– разломы, смещения по которым происходят в горизонтальном направлении (рис. 2.51). У сдвигов, как и у других разломов, различают крылья, сместитель, амплитуду смещения. По отношению к нарушаемой структуре сдвиги могут быть продольными, поперечными и диагональными. Кроме того, различают сдвиги: правые (относительное перемещение происходит по направлению движения часовой стрелки) и левые (с перемещением против часовой стрелки).

В природе горизонтальные смещения часто сочетаются с вертикальными, в этом случае возникаю сбрососдвигиивзбрососдвиги. Разрывные нарушения группируются в сложные системы, которые образуют ступенчатые сбросы,грабены,горсты(рис. 2.49).

Грабены– это участки земной коры, опущенные по сериям сбросов. Примеры грабенов: оз. Байкал, Иссык-Куль, Красное море, Рейнский грабен.

Горсты– участки земной коры, приподнятые по системе разрывных тектонических нарушений. Например, Житковичский и Микашевичский погребенный горсты, которые выделяются в пределах Припятского прогиба, имеют амплитуду 3 – 4 км.

Амплитуда тектонических нарушений по вертикали может изменяться от нескольких сантиметров до сотен метров. Например, амплитуда сброса в основании Жигулевских гор близка к 500 м. Надвиг, отделяющий хребет Копетдаг от Каракумской депрессии, прослежен на протяжении 500 км с амплитудой перемещения до 5 км.

Разрывные нарушения часто контролируют зоны рудообразования, поэтому их изучение имеет большое практическое значение. Полевые признаки разрывных нарушений – резкая смена пород в горизонтальном направлении, наличие зон дробления пород, групповые выходы подземных вод. Многие из разрывных нарушений находят отражение в рельефе (горсты, грабены, рифтовые зоны).

Следует отметить, что разрывные нарушения со смещением, а также складки, могут быть связаны с экзогенными факторами. Это, прежде всего, воздействие ледниковых покровов, достигавших в антропогене мощности 3-4 км. Гляциодислокации ширко известны на Русской равнине в районе г. Канев на Днепре, у ст. Сеща Брянской области, в районе Гродно, Мозыря в Беларуси. Мощность пород, дислоцированных ледником, составляет 100-200 м.

Структуры метаморфических комплексов

Метаморфические породы представляют вторичное образование, возникающее за счет осадочных или магматических горных пород. Поэтому структуры метаморфических комплексов также являются вторичными, исключения лишь составляют реликтовые структуры, унаследованные от исходных осадочных или магматических пород.

Одной из важнейших задач при изучении метаморфических горных пород является определение первичной природы и условий залегания. Ведущая роль при этом принадлежит выявлению упомянутых реликтовых структур и определению их положения в пространстве. Такими структурами для первично осадочных пород могут являться более или менее сохранившиеся ритмическая или косая слоистость, знаки волноприбойной или эоловой ряби и т.д. В измененных эффузивах могут наблюдаться не полностью затушеванные метаморфизмом порфировые, флюидальные, миндалекаменные структуры. Для измененных интрузивных пород характерны массивные текстуры, секущие контакты и другие особенности.

Наиболее типичными структурами, возникающими в процессе метаморфизма, которые можно систематически наблюдать, замерять элементы их залегания и наносить на карту, являются полосчатость, кристаллизационная сланцеватость и линейность.

Полосчатостьв метаморфических породах проявляется, как правило, в наличии двух типов прослоев – относительно лейкократовых (светлых) и более меланократовых (темных). Она может быть первичной и вторичной. Первичная полосчатость представляет собой слоистость двучленного ритма. Вторичная полосчатость обусловлена метаморфической дифференциацией (т.е. разделением вещества при метаморфизме), а также действием на породу растворов или инъекций магматического расплава. В этом случае образуются горные породы – мигматиты.

Кристаллизационная сланцеватость– закономерная ориентировка минералов по их уплотненности, удлинению или по кристаллографическим направлениям. Многие исследователи считают, что кристаллизационная сланцеватость в глубоко метаморфизованных толщах является унаследованной от первичной слоистости, т.е. миметической. Формирование кристаллизационной сланцеватости происходит в условиях ориентированного давления и дифференциальных движений, при которых тончайшие пластинки породы испытываю относительное перемещение. В условиях метаморфизма высоких фаций при формировании мигматитовых комплексов дифференциальные движения настолько значительны, что в результате пластического течения или скалывания все текстурные элементы перестраиваются до положения, параллельного направлению этого движения, и ориентировка различных элементов сближается.

Линейность– характерная структурная особенность метаморфических образований, которая выражается в закономерной ориентировке различных структурных элементов вдоль некоторых линейных направлений.

Выделяют два вида линейности: минеральная и структурная.

Минеральная линейностьпроявляется в закономерной ориентировке удлиненных минералов или их скоплений. Если минеральная линейность образуется в результате течения вещества, то минералы ориентируются вдоль направления его перемещения. Линейность, возникающая при вращении минералов, ориентирована перпендикулярно к направлению перемещения. Закономерная ориентировка минералов может возниками также при перекристаллизации вещества в условиях высокого метаморфизма под действием одностороннего давления.

Структурная линейность– закономерная ориентировка шарниров складок, линий пересечения слоистости с кливажем и др. Структурная линейность отражает распределение напряжений в блоке горных пород при тектонических движениях.

Среди метаморфических образований особое место занимают геологические комплексы, претерпевшие высокотемпературное воздействие, сопровождающееся частичным плавлением наиболее легкоплавкого гранитного материала. Такой вид преобразования пород называется ультраметаморфизмом, а образующиеся при этом горные породы – мигматитами.

Рис. 2.52 Метаморфические образования

В мигматитах выделяется относительно древняя часть, представленная гнейсом, амфиболитом и другими метаморфическими породами, и новообразованные прожилки гранитоидного состава.

По характеру соотношения жильного материала с вмещающими породами выделяются следующие морфологические типы мигматитов:

- послойные мигматиты – полосчатые породы, в которых гранитоидный материал располагается по слоистости вмещающих пород:

- линзовидные мигматиты – гранитоидный материал имеет форму удлиненных линз и быстро выклинивающихся прослоев;

- очковые мигматиты – гранитоидные образования имеют округлую форму, свидетельствующую о мигматизации в условиях интенсивных дифференциальных движений;

- порфиробластические мигматиты – это породы в которых полевощпатовые или кварц-полевошпатовые обособления в виде отельных крупных кристаллов или их агрегатов развиваются на фоне относительно мелкозернистой основной массы метаморфических пород;

- птигматитовый мигматит (птигматиты) – для этих образований свойственна сложноскладчатая форма вмещающих пород и гранитных прожилков;

- теневые мигматиты – породы, претерпевшие настолько глубокую гранитизацию, что в этих образованиях, по составу и облику представляющих гранит, улавливаются лишь тени древних структур замещенной породы.

Мигматитовые комплекс, широко развитые в кристаллических щитах и крупных поднятиях подвижных поясов, образуют брахиантиклинальные структуры, получившие название гнейсовых куполов. Они развиваются в связи с гранитиацией, увеличением объема и разуплотнением горных масс таким образом, что происходит вертикально прорывающее (диапироидное) перемещение гранитизирующихся масс из глубин в верхние структурные этажи.