Новейшие движения и методы их изучения

    Неотектонические движения, начавшись около 40 млн. лет назад, привели к созданию современного облика Земли. Правильное понимание развития структур, созданных за это время, имеет очень большое значение для прогноза месторождений нефти и газа, минеральных вод, россыпей, содержащих олово, золото, титан. Для изучения неотектоники применяют разные методы, фиксирующие в основном геоморфологические особенности и эволюцию рельефа. Неотектонические движения выявляются по изучению речных террас в их продольном и поперечном сечении. Составление продольных профилей по речным долинам - один из главных методов изучения неоген-четвертичных тектонических движений. При поднятии реки врезаются, так как возрастает живая сила потока, при опускании накапливаются аллювиальные отложения, слагающие аккумулятивные террасы. От верховий реки в горных областях высотные уровни террас постепенно понижаются в сторону их устья, а в месте выхода реки на предгорную равнину – передовой прогиб – наблюдаются так называемые "ножницы" террас, когда более древние аллювиальные отложения оказываются залегающими ниже молодых, тогда как в горах они располагаются в обратном порядке. В местах "живущих" разломов, поднятий и т. д. поверхность террас испытывает перегибы, деформацию, что и позволяет обнаружить новейшие разломы.

    От Крестового перевала до с. Коби наклон русла р. Байдары – притока Терека – очень крутой. Севернее, после слияния Байдары с Тереком, продольный профиль долины последнего выполаживается и при приближении к г. Казбеги долина становится широкой (до 1,5 км) и Терек спокойно течет по аккумулятивной равнине. Ниже г. Казбеги продольный профиль вновь становится очень крутым, и Терек образует Дарьяльское ущелье, прорезанное в палеозойских гранитах Гвилетского и Дарьяльского массивов, а затем профиль выполаживается уже около г. Владикавказ. На склонах долины Терека видны узкие обрывки эрозионных и цокольных террас с находящимися на них остатками лавовых потоков вулкана Казбек и его сателлитов. Схема расчленения террасовых уровней была давно уже разработана, однако наблюдались неувязки с размещением разновозрастных лавовых потоков по уровням, местами террасы исчезали. В конце 50-х годов возникла идея построить около Казбеги, как раз в месте перегиба продольного профиля русла Терека, плотину и гидроэлектростанцию. Для этих целей был пробурен ряд скважин глубиной до нескольких сот метров и проведена электроразведка, которая дала неожиданные результаты. Оказалось, что широкая долина Терека выше Казбеги имеет огромное переуглубление и коренное днище долины позднего плейстоцена находится на глубинах около 500 м ниже современного русла реки. В то же время непосредственно севернее Казбеги, т.е. ниже по течению Терека, это же днище поднято над современным руслом реки на 35–45 м. Мало того, в мощной толще аллювиальных и флювиогляциальных образований, выполняющих переуглубленную часть долины, были обнаружены два горизонта озерных межледниковых отложений, причем их северные окончания были "задраны" вверх.

    После обнаружения этих фактов картина неотектонических движений и геоморфология района полностью стала ясной. Как мы видим, в районе Казбеги располагается молодой, "живущий" с начала позднего плейстоцена разлом, кстати, сейсмоактивный. Северный блок все это время испытывал поднятие, а южный – опускание. Постоянное подпруживание способствовало формированию озерных отложений в долине Терека и создало то переуглубление, которое мы сейчас наблюдаем. Андезитовые лавовые потоки, изливавшиеся из вулканов, окружавших Казбек, и из самого Казбека, выше Казбеги захоронены в мощной толще верхнеплейстоценовых отложений, а ниже Казбеги, наоборот, подняты над руслом современного Терека. Отсюда следует, что все уровенные поверхности выше Казбеги опущены, а ниже - подняты. Дальнейшее изучение продольного профиля долины р. Терек позволило выявить по деформациям террас еще два крупных новейших разлома – Балтийский и Черногорский, проходящие по южной окраине г. Владикавказ у с. Редант. После обнаружения такой ситуации с новейшими движениями, естественно, от строительства плотины прямо на "живом" разломе отказались. Таким образом, применение одного из геоморфологических методов изучения неотектоники позволило одновременно решить и важную практическую задачу.

    Изучение морских террас дает материал для суждения о поднятиях и опусканиях морских побережий и эвстатических колебаниях уровня океана. На Черноморском и Каспийском побережьях располагается целая серия наклоненных в сторону моря террас, наиболее высокие из которых, отвечающие позднему плиоцену, находятся выше +1 км над уровнем моря. В морских террасах высота отсчитывается от их тыльного шва, так как именно там была береговая линия, когда они формировались. Пологая, слегка наклонная поверхность морской террасы является береговой отмелью с морскими аккумулятивными отложениями. Если в дальнейшем произойдет поднятие побережья или понижение уровня моря, начнется выработка новой террасы и т. д. При новейших тектонических движениях поверхности морских террас сами могут деформироваться. Характерный пример в этом отношении представляет Апшеронский полуостров на Юго-Восточном окончании Большого Кавказа, в пределах которого деформированы все четвертичные террасы, вплоть до самой молодой, голоценовой. Если, скажем, среднеплейстоценовая терраса обычно находится на высоте                 200–220 м, то на Апшеронском полуострове она поднята до 300 м, И сам полуостров испытывает, как показал Н.Ш. Ширинов, крайне неравномерные тектонические поднятия и опускания, четко унаследованные от более древнего структурного плана.

    Форма рельефа морских берегов указывает на характер движений. Затопление устьев рек и образование эстуариев, например, в устье р. Черной в Севастополе, свидетельствуют о происходящем опускании побережья. Все севастопольские бухты смогли образоваться только при таких тектонических процессах. Об этом же свидетельствуют древние греческие города, развалины которых сейчас находятся на дне Керченского пролива, около г. Сухуми и в других местах.

    Очень важные сведения о неотектонических движениях дают поверхности выравнивания различного происхождения, абразионные, денудационные, аккумулятивные. Например, на Юго-Восточном Кавказе выделяются шесть таких поверхностей, причем самая высокая и древняя - Шахдагская, располагается на высотах 4200–3500 м, состоит из двух уровней и была выработана в позднем миоцене в сарматском веке, о чем свидетельствуют морские отложения этого возраста, залегающие на абразионной Шахдагской поверхности. Следовательно, район г. Шахдаг был поднят за плиоцен-четвертичное время на четыре с лишним километра. Каждая более низкая поверхность и ее останцы отделяются от более высокой уступом или обрывом, указывающим на прерывистый характер воздымания Кавказа, когда периоды относительного покоя, во время которых и вырабатывалась поверхность выравнивания, прерывались ускоренным поднятием.

    Горно-складчатые сооружения чаще всего образуются в виде растущего гигантского свода, осложненного разломами. По мере роста этого свода в спокойные периоды формируются поверхности выравнивания, изучая деформации которых можно выявить историю геоморфологического развития орогена. В других случаях, как, например, на Тянь-Шане, до начала горообразования существовал пенеплен - выровненная денудационная поверхность, которая в послеолигоценовое время быстро была поднята на большую высоту. Поэтому на Тянь-Шане можно видеть на высотах в 4 км ровные долинные участки, почти равнину, в которую глубоко врезаны речные ущелья. А террасы в этих узких речных долинах фиксируют собой стадии врезания реки, т.е. пульсации поднятий, после того как началась регрессивная эрозия и пенеплен был поднят. Возраст поверхностей выравнивания определяется по возрасту отложений, приуроченных к ним, если в последних имеются какие-либо палеонтологические остатки, или по другим данным - литологическим, абсолютному возрасту вулканитов и т. д.

    Существуют и другие методы изучения неотектонических движений, о которых мы лишь упомянем. Орографический метод базируется на анализе высотных отметок рельефа, и при этом предполагается, что он непосредственно отражает темп тектонических движений. Однако в этом случае не учитываются процессы денудации, эрозии и ряд других факторов. А срез во время поднятий гор может быть очень значительным, например, на Кавказе, с начала его подъема в позднем миоцене, он составил несколько километров. Батиметрический метод используется для исследования подводного рельефа, создаваемого тектоническими движениями. Следует учитывать, что на морском дне важную рельефообразующую роль играют процессы подводного оползания, органогенные постройки (рифы), действие гидротермальных струй ("черные курильщики"), течения и др.

    Морфологические методы, базирующиеся на анализе топографических карт, аэро- и космоснимков, дают возможность, выделяя речные долины разного порядка и учитывая глубину их врезания, наклоны поверхностей и т. д., выявить и оконтурить положительные и отрицательные структуры. Морфологические методы дают хорошую "отдачу" при использовании в платформенных областях, где позволяют выявлять пологие погребенные поднятия, слабо отражающиеся в рельефе и являющиеся перспективными для поисков залежей нефти и газа. Разновидностей морфологических методов более полусотни, но все они, в конце концов, сводятся к анализу топографических карт разного масштаба, результаты, обработки которых требуют проверки геологическими и геофизическими методами.

    В последнее время все шире в геологии используются дистанционные методы, в том числе и космофотоснимки, дешифрирование которых позволяет выявить многие особенности структур, в том числе и неотектонические, ранее ускользавшие от внимания исследователя. По существу все, что дешифрируется на космическом снимке, так или иначе, проявляется неотектонически, иначе это просто не было бы видно. Очень важно, что на поверхности Земли "просвечивает" глубинная структура, т.е. происходит своеобразная передача информации. Дело заключается в том, что неотектонические подвижки как бы проявляют более древние и более глубоко залегающие структуры. Зоны повышенной проницаемости – разломы – являются относительно обводненными, что меняет фототон на снимке. По разрывам, испытывающим сжатие, растяжение, смещение и т. д., могут подниматься глубинные газы, флюиды, что сказывается на характере растительного покрова и, следовательно, опять-таки на фототоне. Повышенный тепловой поток по сетке разломов в условиях Западно-Сибирской плиты приводит к более раннему таянию снегов вдоль разломов, поэтому космическая съемка весной дает прекрасный материал для обнаружения линеаментов. Космические снимки представляют возможность почувствовать современную геодинамику неотектонических процессов, во многих случаях унаследованную от более древних структурных планов.

    Периодичность и ритмичность современных новейших и неотектонических вертикальных движений установлена на многих полигонах по данным специальных высокоточных измерений и геоморфологических и геологических наблюдений. Так, для современных движений по материалам повторных высокоточных нивелировок Н.И. Николаев приводит периоды в 37,8–9,5–6 лет и около года. Предполагается, что существуют даже суточные высокочастотные колебания земной поверхности. Как полагают К.Ф. Тяпкин и А.Г. Бондарук, колебания с годовой периодичностью имеют общепланетарный характер и, возможно, связаны с непрерывно изменяющимся ротационным режимом земного шара, к чему непрерывно вынуждена "приспосабливаться" форма геоида.

    Недавно Г.С. Вартаняном и Г.В. Куликовым было сделано очень интересное открытие, касающееся "гидрогеодеформационного поля" Земли. Было установлено, что на больших пространствах территории РФ уровень воды в скважинах внезапно начинает быстро повышаться, он как бы "возбуждается", а затем так же быстро в течение нескольких суток возвращается в нормальное состояние. В то же время в соседних районах после спокойного периода начинается подъем уровня воды, а затем он снова быстро снижается. Было высказано предположение, что подобная ритмичность связана с некоторым крайне малым сжатием земной коры, во время которого уровень воды в скважинах повышается. Следующее за сжатием расширение вызывает понижение уровня. Этот процесс периодического сжатия и расширения охватывает всю земную кору и проявляется на ее поверхности неравномерно и то там, то тут как бы "вспыхивают" очаги такого сжатия и расширения. Вполне возможно, что с этим явлением, как считает Н.И. Николаев, связаны кольцевые "структуры - призраки", лишь иногда наблюдаемые со спутников. Структуры то появляются, то исчезают, что обусловлено изменением режима подземных вод, в свою очередь связанным с чередованием сжатия и напряжения в земной коре.

    Определенная ритмичность и периодичность неотектонических движений установлена и для более крупных структур, например для Восточно-Европейской платформы. Следует помнить о том, что в это же время происходили эвстатические колебания уровня океана, которые накладывались на собственно тектонические движения суши. Так, именно на вторую половину олигоцена приходится крупнейшее понижение уровня Мирового океана, превышающее 300 м. Крупные и длительные ритмы новейших движений охватывают гораздо большие площади, чем короткие.

Современные, новейшие и неотектонические горизонтальные и вертикальные движения происходили в последние 40 млн. лет. Скорость таких движений достигает первых см/год. Современные движения изучают повторным нивелированием, лазерными измерениями со спутников, методом триангуляции.

- ? –

1. Что такое новейшие тектонические движения?

2. Какие проявления современных вертикальных и горизонтальных движений известны и каковы их амплитуда и скорость?

3. Какие существуют методы изучения современных движений?

4. Какие существуют методы изучения неотектоники?

Литература

· Николаев Н.И. Новейшая тектоника и геодинамика литосферы. М., 1988.

· Никонов А.А. Современные движения земной коры. М., 1979.

· Новейшая тектоника континентальных, переходных и океанических областей Земли. М., 1984.

Глава 13.

ТЕКТОНИЧЕСКИЕ НАРУШЕНИЯ

    В большинстве случаев осадки, формирующиеся в озерах, морях и океанах, обладают первично горизонтальным или почти горизонтальным залеганием. Известны случаи и первично наклонного залегания слоев, например в дельтах, на крутом континентальном склоне, в структурах бокового наращивания, когда прогиб заполняется материалом, приносимым преимущественно с одной стороны, в структурах облекания, в случае подводного выступа.

    Преобладающее первично горизонтальное залегание слоев нередко нарушено тектоническими движениями, причем формы этого нарушения могут быть самыми разнообразными. В одних случаях слои горных пород испытывают лишь наклон и приобретают моноклинальное залегание. В других случаях слои горных пород смяты, изогнуты, причем изгиб слоев произошел без разрыва их сплошности. Такие нарушения называются складчатыми,а их отдельные формы – складками.Иногда слои разрываются, их сплошность теряется. Такие нарушения называются разрывными, а их формы - разрывами.

Рис. 13.1. Элементы залегания наклонного пласта

    Для описания положения любого пласта в пространстве используют так называемые элементы залегания наклонного пласта: линию простирания (ав), линию падения (ед) и угол падения (λ ) (рис. 13.1).

Линией простирания пласта называется линия пересечения пласта с горизонтальной плоскостью. Линией падения пласта называется линия, лежащая в плоскости пласта и перпендикулярная линии простирания.

    Как линия простирания, так и линия падения относительно стран света характеризуются азимутами простирания и падения, различающимися между собой на 90^oС.

    Углом падения пласта называется угол, образованный линией падения и ее проекцией на горизонтальную плоскость. Элементы залегания пласта в полевых условиях устанавливаются с помощью горного компаса, устройство которого отличается некоторыми особенностями от обычного. Прежде всего, компас прикреплен к прямоугольной пластине, длинная сторона которой ориентирована в направлении север – юг. Градуировка лимба горного компаса, разделенного на 360^oС, произведена против часовой стрелки, поэтому на лимбе запад и восток поменялись местами. Внутри лимба на пластине расположена шкала клинометра, градуированная на 180 ^o так, что 0 располагается в центре длинной стороны компаса. Сам клинометр в виде отвеса свободно насажен на одну ось с иглой компаса и может стопориться специальной кнопкой. Градуировка лимба горного компаса позволяет быстро измерять азимуты любых направлений, для чего длинную сторону северным концом направляют на искомый объект и считывают значение азимута в градусах по северному концу магнитной стрелки. Более подробно ознакомиться с горным компасом и приемами его использования можно в пособиях по лабораторным занятиям по курсу "Общей геологии".

Деформации и нарушения

    Когда мы говорим о складках и разрывах, то подразумеваем, что горные породы выведены из своего первичного залегания в результате деформаций, которые, в свою очередь, обусловлены действием сил на эти породы. Напряжения, возникающие в горных породах, могут вызвать изгибание пластов, а могут привести к их разрушению, разрыву. Все эти процессы изучает механика сплошной среды. Силы, прилагаемые к породе, могут относиться либо к поверхности какого-либо ее объема, например к кровле, или подошве пласта, тогда они называются поверхностными. Если же сила воздействует на определенный объем горной породы, она называется объемной. Все силы, действующие на горную породу, обладают не только величиной, но и определенным направлением. Причины деформаций могут быть различными: это и приложенная по какому-то направлению механическая сила; это и сила тяжести, наиболее универсальная из всех сил; это и влияние температуры; увеличение объема за счет пропитывания породы водой и др. Любая деформация в горных породах зависит от времени, а в геологических процессах оно может быть очень велико..

Рис. 13.2. Виды деформации твердого тела (по В.В. Белоусову)

    Под деформацией понимается изменение объема и формы тела. Деформации подразделяются на однородные и неоднородные (рис. 13.2.). В первом случае величина деформации одинакова в каждом участке деформированного тела. Так, балка, будучи сжатой, изменит свою форму, но в каждом месте измененной балки деформация будет одинаковой. Во втором случае, если мы эту же балку начнем изгибать, то, очевидно, что ближе к ее верхней части будет наблюдаться растяжение, убывающее к центру, а в нижней половине балки будет происходить сжатие. Среди однородных деформаций выделяют сжатие – растяжение и сдвиг. Для сдвига необходимо действие двух противоположно направленных сил, или пары сил.

    Деформации подразделяются на упругие и пластические. Упругая деформация характеризуется тем, что после снятия нагрузки тело вновь принимает исходную форму. Упругое тело всегда оказывает противодействие внешней приложенной силе, которая, будучи отнесенной, к какой-либо единице площади, называется напряжением. В деформируемом теле напряжение изменяется в разных его сечениях, поэтому мы говорим о поле напряжений данного тела, имея в виду все напряжения.

    Характеризовать деформацию тела удобно, используя "эллипсоид деформации". Согласно теории упругости, три взаимно перпендикулярные оси отвечают главным осям напряжений в данном теле. При однородной деформации, а с ней и имеют дело в геологии, с главными осями напряжений совпадают главные оси деформаций. Именно с этими осями совпадают удлинение и сокращение тела. Наиболее обычный пример, иллюстрирующий сказанное – это сжатие шара. Первоначально в нем все оси одинаковы и равны диаметру шара, но при деформации шара, скажем его сжатии, он сплющивается и превращается в трехосный эллипсоид. Размеры осей этого эллипсоида и их отличия от первоначального диаметра шара соответствуют величине деформации по трем осям.

    Полное напряжение, т.е. силу, приложенную к какой-либо площади, можно разложить на нормальное напряжение, ориентированное по нормали к площади, и тангенциальное, или касательное, действующее в плоскости выбранной площади. Зависимость упругой деформации от напряжения выражается законом Гука: ε=σ/Е, где ε - величина деформации, σ - напряжение, а Е - коэффициент пропорциональности, или модуль Юнга.

    Пластической деформацией называют некоторую ее остаточную величину, которая сохраняется после снятия приложенной нагрузки. Во время упругой деформации она увеличивается прямо пропорционально напряжению, но при достижении некоторой величины, называемой пределом упругости, тело начинает пластически деформироваться, в то время как напряжение остается постоянным. Иногда пластическое состояние горной породы называют предельным состоянием, при котором она может деформироваться неограниченно. Важным понятием является вязкость, свойство, которое определяется тем, что частицы породы могут сопротивляться смещению и это сопротивление прямо пропорционально скорости смещения. Вязкость сильно зависит от температуры и давления, измеряется в Паскалях в секунду и для литосферы определяется как                10²³–10²⁴ Па^.с, в то время как вязкость астеносферы на несколько порядков ниже.

    Эти понятия из основ механики деформирования материалов широко используются, когда описывают деформацию горных пород, особенно их прочность, превышение предела которой ведет к разрушению породы. Существуют хрупкие и пластичные тела. Горные породы принадлежат в основном к хрупким телам, которые разрушаются, не испытав остаточных деформаций. Пластичные тела перед разрушением подвергаются пластическим деформациям. Представления о вязком и хрупком разрушении горных пород базируются на механизме разрыва сплошности. Вязкому разрушению предшествует длительное пластическое течение пород, а хрупкое обусловлено лавинообразным нарастанием трещиноватости. Горные породы могут разрушаться путем отрыва или путем скалывания, и благодаря тому, что они состоят из разнообразных по величине и форме зерен, в них развивается внутреннее трение, которое приводит к сосредоточению деформаций в локальных зонах, где и происходит разрушение горных пород, т.е. образование тектонического разрыва.

    Растяжение горных пород чаще всего ведет к образованию хрупкого отрыва, в то время как сжатие –- к вязкому скалыванию. В геологии важную роль играет время действия напряжений. При очень длительном воздействии последних горные породы могут разрушаться, хотя величина напряжений не очень велика. Крайняя медленность осуществления деформаций в природных условиях делает невозможным их воспроизведение путем эксперимента. Поэтому при моделировании тектонофизических процессов используют "теорию подобия", которая может учесть и время, и размеры тела. Проблемами, связанными с деформациями горных пород и полями напряжений, занимается тектонофизика, ветвь геотектоники.

Складчатые нарушения

    Складкой называется изгиб слоя без разрыва его сплошности. В природе наблюдается большое разнообразие складок. Классифицироватьих можно по разным признакам, но сначала следует остановиться на элементах единичной складки, часть которых может быть определена достаточно строго, а часть носит условный характер. В складке выделяются: крылья-пласты, боковые части складки, располагающиеся по обе стороны перегиба или свода; ядро – внутренняя часть складки, ограниченная каким-либо пластом; угол при вершине складки – угол, образованный продолжением крыльев складки до их пересечения; замок, или свод,- перегиб пластов; осевая поверхность – поверхность, делящая угол при вершине складки пополам; шарнир – точка перегиба в замке, или своде складки; шарнирная линия – линия пересечения осевой поверхности с кровлей или подошвой пласта в замке или своде складки. Осевая линия, или ось - линия пересечения осевой поверхности складки с горизонтальной поверхностью (рис.13.3).

Рис.13.3. Элементы складки.

    Выделяются два основных типа складок: антиклинальная, в ядре которой залегают древние породы, и синклинальная, в ядре которой располагаются более молодые породы по сравнению с крыльями (рис.13.4). Эти определения не меняются даже в том случае, если складки оказываются перевернутыми или опрокинутыми. Если невозможно определить кровлю или подошву слоев, например, в глубоко метаморфизованных породах, для определения изгиба слоев используют термины: антиформа, если слои изогнуты вверх, и синформа, если они изогнуты вниз.

Рис. 13.4. Складки:

1- антиклинальная складка, 2- синклинальная складка.

    Сильно сжатые, или изоклинальные, складки, сложенные чаще всего глинистыми сланцами, аргиллитами, тонкими алевролитами, раскладываются на многочисленные, очень тонкие параллельные друг другу и осевой поверхности складки, пластинки и поперечный срез складки оказывается при этом рассеченным системой тонких трещин. Это явление называется кливажем. Образование кливажа связано с сильным сжатием, расплющиванием слоев по нормали к ним.

    Классифицировать складки по их форме в поперечном сечении можно, основываясь на разных признаках, например, по характеру наклона осевой поверхности (рис. 13.5).

Рис. 13.5. Морфологические типы складок

    В этом случае выделяются складки: прямые (симметричные) – осевая поверхность вертикальна; наклонные – осевая поверхность наклонена, но крылья падают в разные стороны, хотя и под разными углами; опрокинутые – осевая поверхность наклонная, крылья падают в одну и ту же сторону под разными или одинаковыми углами; лежачие – осевая поверхность горизонтальная; ныряющие – осевая поверхность "ныряет" ниже линии горизонта.

    По отношению осевой поверхности и крыльев выделяются складки: открытые - угол при вершине складки тупой; закрытые - угол при вершине складки острый; изоклинальные - осевая поверхность параллельна крыльям складки, что фиксирует сильную степень сжатия.

    По форме замка складки подразделяются на: гребневидные – узкие, острые антиклинали, разделенные широкими пологими синклиналями; килевидные - узкие острые синклинали, разделенные широкими, плоскими антиклиналями; сундучные или коробчатые – широкие плоские антиклинали и синклинали.

Рис.13.6.Складки: 1 - подобные, 2- концентрические, 3- диапироидные,  4- диапировые

    По соотношению мощности пластов на крыльях и в замках выделяются подобные, концентрические, диапироидные и диапировые складки. Подобные– мощность на крыльях меньше, а в замках больше при сохранении угла наклона крыльев (рис.13.6). Такая форма складки образуется при раздавливании крыльев и перетекании материала пластов в своды, или замки. Концентрические-мощность пластов в сводах и замках такая же, как и на крыльях, но с глубиной происходит изменение наклона слоев. Диапироидные – складки с утоненными замками и хорошо развитым ядром, образуются в пластичных толщах. Диапировые – складки с ядром из соли, гипса, глины и других пластичных толщ, которое, всплывая, в результате инверсии плотностей протыкает перекрывающие пласты, нередко выходя на поверхность.

    Рассматривая складки, в плане можно выделить следующиеихосновные типы: линейные-длина складки намного превышает ее ширину; брахиморфные - овальные складки, длина которых в 2-3 раза больше ширины; куполовидные - антиклинальные складки - ширина и длина примерно равны; мульды - синклинальные складки, ширина и длина которых примерно одинаковы (рис. 13.7).

Рис. 13.7. Типы складок в плане (A) и разрезе (Б)

    Замыкание антиклинальной складки в плане называется периклиналью, а синклинальной – центриклиналью. По ним можно судить о форме складки в замке или своде, что важно при построении геологических разрезов. Довольно часто периклинальные и центриклинальные замыкания складок осложняются более мелкими складками, при этом основная складка как бы расщепляется, дихотомирует на несколько. На периклинальных окончаниях антиклинальной складки шарнирная линия погружается ниже дневной поверхности, а в центриклиналях, наоборот, воздымается. В этом случае говорят об ундуляции шарнирной линии. Если все высшие точки складок – гребни – соединить плоскостью или в поперечном разрезе линией, то она будет называться зеркалом складчатости.

    Сочетание антиклинальных и синклинальных складок создает более сложные складчатые формы. Так, если наблюдается преобладание антиклинальных складок и зеркало складчатости образует выпуклую кривую, такая структура называются антиклинорием и, наоборот, преобладание синклинальных складок и вогнутая кривая зеркала складчатости характерна для синклинория (рис. 13.8).

А                                                 Б

Рис. 13.8. Антиклинорий (А) и синклинорий (Б)

    В природных условиях складки нередко заполняют собой огромные пространства, и крыло антиклинальной складки переходит в крыло соседней синклинальной складки. Подобное сочетание складок называется складчатостью. В. В. Белоусов выделяет три основных типа складчатости:        1) полную, или голоморфную; 2) прерывистую, или идиоморфную, и                  3) промежуточную между двумя первыми типами.

    Характерной особенностью полной складчатости является сплошное заполнение сопряженными складками, как правило, линейными, параллельными друг другу, с близкой амплитудой и шириной. Примеров такой полной складчатости можно привести много:

    Верхоянская складчатая область мезозойского возраста, Западно-Саянская каледонская область, Башкирский антиклинорий Урала и т. д. Сформироваться полная складчатость может только в том случае, если вся масса слоистых горных пород подвергается сжатию, общему смятию, причем силы, обеспечивающие деформацию, должны быть ориентированы близко к горизонтальной плоскости.

    Прерывистую складчатость отличает изолированность складок, расположение на значительном расстоянии друг от друга, преимущественное развитие антиклиналей изометричной формы, промежутки между которыми сложены почти недеформированными, горизонтально залегающими слоями. Подобная складчатость характерна для платформенных областей. Например, на Восточно-Европейской платформе, в пределах Русской плиты широко развиты отдельные складки или их цепочки различной формы и амплитуды, но, как правило, с очень небольшими углами наклона крыльев, не превышающими первых градусов.

    Промежуточная складчатость обладает чертами полной и прерывистой складчатости и характеризуется развитием отдельных гребневидных или килевидных складок и их сочетанием на фоне относительно спокойного залегания отложений. Подобный тип складчатости свойствен некоторым передовым прогибам, например Терско-Каспийскому, где развиты две узкие сложные антиклинальные складки: Сунженская и Терская, не имеющие корней, т.е. выраженные только в верхних горизонтах чехла.

    Рассмотренные типы складок и складчатости являются морфологическими. Нам же интересно знать, каким образом сформировалась та или иная складка или складчатость. Большое разнообразие складок, существующее в природе, сводится всего к трем основным типам, если принять во внимание механизм их образования или кинематику: 1) продольного изгиба, 2) поперечного изгиба и 3) течения. В первом случае на пласт, пачку пластов или их толщу действуют горизонтально ориентированные силы и слои сминаются в складки только потому, что происходит проскальзывание одних слоев по другим и при этом в кровле и подошве каждого пласта действуют противоположно направленные силы, вызывающие деформацию сдвига.

    В. В. Белоусов полагает, что на ранней стадии сжатия складки получаются концентрическими, а в дальнейшем, когда сжатие усиливается, возникают уже подобные складки, так как материал с крыльев в результате расплющивания начинает перетекать в замки складок. Проскальзывание слоев и их расплющивание приводят к тому, что слои с пониженной вязкостью испытывают внутреннее течение, материал в них перераспределяется, нагнетаясь в замки складок и при этом сминаясь в мелкие складочки, образующие совсем другой структурный рисунок по сравнению с более вязкими пластами, испытывающими лишь плавный изгиб. Так возникают дисгармоничные складки, масштаб которых может варьировать очень сильно.

    Складки поперечного изгиба образуются в результате действия сил, направленных по нормали к кровле или подошве слоя. Уже говорилось, что такие складки возникают, например, в платформенном чехле при движении блоков фундамента. В этом случае над поднимающимся блоком все деформируемые слои испытывают растяжение и становятся длиннее. Этим они отличаются от поведения слоев при продольном изгибе.

    Складки течения или нагнетания свойственны горным породам с очень низкой вязкостью, таким, как глины, гипс, каменная соль, ангидрит, каменный уголь. При высоких температурах, когда вязкость резко понижается, способность к течению проявляют даже гнейсы, кварциты, известняки, мраморы и другие породы. Складки подобного типа характеризуются прихотливой, часто очень сложной формой.

    Морфологическая классификация складчатости говорит только о ее форме и сочетаниях складок. Ответ на вопрос, как происходила деформация толщ пород в самом общем виде, дает кинематическая классификация.             В. В. Белоусов выделяет складчатость общего смятия, характеризующую общее горизонтальное сдавливание горных пород, приводящее к формированию полной, или голоморфной, складчатости. Глыбовая складчатость ведет к образованию идиоморфных или прерывистых складок, а складчатость нагнетания формирует диапировые складки или ядра диапировых куполов и связана с перетеканием пластичных горных пород.

Разрывные нарушения

    Разрывным нарушением называется деформация пластов горных пород с нарушением их сплошности, возникающая в случае превышения предела прочности пород тектоническими напряжениями. Тектонические разрывы, как и складки, необычайно разнообразны по своей форме, размерам, величине смещения и другим параметрам. В разрывном нарушении, как и в складке, различают его элементы. Рассмотрим их более подробно (рис. 13.9).

В любом разрывном нарушении всегда выделяются плоскость разрыва или сместителя и крылья разрыва, т.е. два блока пород по обе стороны сместителя, которые подверглись перемещению. Крыло или блок, находящийся выше сместителя, называется висячим, а ниже – лежачим. Важным параметром разрыва является его амплитуда. Расстояние от пласта (его подошвы или кровли) в лежачем крыле до этого же пласта (его подошвы или кровли) в висячем крыле называется амплитудой по сместителю. Кроме того, различают стратиграфическую амплитуду, которая измеряется по нормали к плоскости напластования в любом крыле разрыва до проекции пласта; вертикальную амплитуду – проекцию амплитуды по сместителю на вертикальную плоскость; горизонтальную амплитуду – проекцию амплитуды по сместителю на горизонтальную плоскость.

Рис.13.9.Параметры сброса: лежачее крыло (приподнятое - А), висячее крыло (опущенное - Б), плоскость сместителя (В), угол падения сместителя (a), вертикальная амплитуда (а₁-б₂), горизонтальная амплитуда (б₁-б₂), стратиграфическая амплитуда (а₄-б₁), горизонтальный отход (а₃-б₂), вертикальный отход (а₂-б₁).

    Положение сместителя в пространстве определяется, как и ориентировка любой другой плоскости, с помощью линий падения, простирания и угла падения.

    Основные типы тектонических разрывов. Среди различных типов разрывных нарушений можно выделить главные: сброс-сместитель вертикален или наклонен в сторону опущенного крыла (рис. 13.10).

Рис. 13.10. Типы разрывных нарушений

Угол падения сброса может быть разным, но чаще всего составляет от 40 до 60^oС. Сбросы образуются в условиях тектонического растяжения. Взброс - сместитель наклонен в сторону поднятого крыла с углами больше 45^oС. Надвиг – тот же взброс, но угол падения сместителя пологий, обычно меньше 45 ^oС. Следует отметить, что это подразделение условное. Надвиги и взбросы образуются в условиях тектонического сжатия, и поэтому их формирование сопровождает процессы складчатости. Сдвиг – разрыв с перемещением крыльев по простиранию сместителя. Как правило, сместитель у сдвигов ориентирован близко к вертикальному положению. Различают правые и левые сдвиги. Правым сдвигом называют разрыв, у которого крыло за сместителем, по отношению к наблюдателю, смещается вправо и, наоборот, при левом сдвиге дальнее крыло смещается влево.

    Покров, или шарьяж, – разрыв с почти горизонтальным положением сместителя. У покрова различают собственно тело покрова, или аллохтон, т.е. ту его часть, которая перемещается; автохтон – породы, подстилающие покров. В самом теле покрова – аллохтоне – выделяют фронт покрова и корень покрова – место, откуда происходит его перемещение. Если аллохтон расчленяется эрозией таким образом, что обнажаются породы автохтона, тоих выход на дневную поверхность называется тектоническим окном. Если от фронтальной части аллохтона эрозией отделены его блоки, то они именуются тектоническими останцами. Сместитель в покрове часто называют поверхностью срыва или волочения.

    Нередко аллохтон сам подвергается распаду, расщеплению на покровы или пластины меньшего размера – дигитации. В том случае, когда движение аллохтона приводит к срыву и некоторому перемещению отдельных толщ автохтона, но они при этом не утрачивают связи С подстилающей толщей, говорят о параавтохтоне ("пара" – близко, возле). Образование покровов нередко происходит в подводных условиях. Фронтальная часть покрова разрушается, и формируется олистострома, состоящая из отдельных глыб разного размера – олистолитов, заключенных в матриксе из осадочных пород. Крупные оползшие части пластов называются олистоплаками.

    Покровы, или шарьяжи, – важные структурные элементы земной коры и, как сейчас выясняется, не только ее самой верхней части. Покровные тектонические нарушения могут образовываться различными путями: в процессе складчатости, т.е. быть синскладчатыми, образуясь на подвернутых крыльях лежачих складок или в результате поддвига под складчатое сооружение жесткого блока, массива и т. д. Они могут быть и доскладчатыми, а затем сминаться в складки или формироваться после складчатости. В настоящее время известны покровы с доказанной амплитудой более 200 км. Так, Скандинавские каледонские складчатые сооружения надвинуты на метаморфические докембрийские породы Балтийского щита на 150–200 км, и последние обнажаются в ряде тектонических окон. Кристаллические породы Аппалачских гор по горизонтальной поверхности надвинуты на неметаморфизованные нижнепалеозойские толщи более чем на 200 км. В Скалистых горах США в штате Вайоминг установлен надвиг, уходящий под углом около 40^o до глубины в 24 км.

    Тектоническое раздробление аллохтона по его сместителю - поверхности срыва – приводит к формированию тектонической брекчии или смеси – меланжа, состоящего из перетертых, сдавленных обломков, как аллохтона, так и автохтона со следами тектонических перемещений. Часто меланж образуется в офиолитовой ассоциации, что значительно облегчается увеличением объема ультраосновных пород при их серпентинизации, которые действуют как "смазка", улучшающая скольжение обломков относительно друг друга. Следует заметить, что олистострома может сформироваться за счет меланжа и, наоборот, меланж может развиваться по олистостроме.

    Строение поверхности сместителя может быть разным. В простейших случаях он представлен плоскостью, по которой происходит смещение пород. Нередко на такой плоскости развиваются так называемые зеркала скольжения или трения - блестящие, как бы отполированные поверхности с бороздами и уступчиками отрыва, указывающие направление перемещения. Бороздки возникают в том случае, если в плоскость разрыва попадают мелкие обломки пород, которые, вдавливаясь, оставляют на плоскости царапину, бороздку, исчезающую, когда обломок разрушится. В более крупных разрывах в зоне сместителя образуются брекчии трения или милониты (греч. "милоc"-мельница), представляющие собой перетертые обломки пород крыльев. Как правило, благодаря проницаемости для растворов милониты ожелезнены, окремнены, по ним развивается кальцит и т.д. Мощность милонитов может быть разной: от первых сантиметров до многих сотен метров.

    Сочетание разрывов и их соотношение со складчатостью. Тектонические нарушения обычно формируют целые системы. Так, сбросы, располагаясь параллельно, образуют ступенчатую структуру, в которой каждый последующий блок опускается всениже и ниже. В условиях растягивающих напряжений нередко образуются встречные сбросы, и центральная часть структуры оказывается опущенной. Подобная структура называется грабеном (рис. 13.11). В случае параллельных взбросов центральная часть структуры, наоборот, приподнята, и такую структуру называют горстом.

Рис.13.11. Разрывные нарушения: грабен и горст

    Протяженные в сотни и тысячи километров сложные системы грабенов, часто сочетающихся с горстами, называются рифтами (англ. "рифт" - расхождение, зияние). Известны современные крупные рифтовые системы, например срединно-океанские и континентальные Восточно-Африканская, Байкальская и др.

    Важное значение на континентальных окраинах и в рифтах приобретают так называемые листрические сбросы, сместители которых выполаживаются и на глубине сливаются в единую поверхность смещения.

    По отношению к вмещающим породам разрывы, это чаще касается сбросов, могут быть поперечными и продольными, а по отношению к наклону слоев – синтетическими, если сместитель наклонен в ту же сторону, что и падение пластов, и антитетическими, если наклон сместителя противоположный.

    Складкообразование в условиях общего тектонического сжатия обычно сопровождается формированием взбросов, надвигов и покровов. Опрокидывание складок приводит к срыву их лежачего крыла, поэтому подвернутые крылья складок благоприятны для образования взбросов и надвигов, которые в поперечном разрезе близко параллельны осям трансверсии складок, а в плане - осевым поверхностям складок. Сбросы в плане чаще всего пересекают складчатые структуры или располагаются по отношению к ним диагонально. В горных сооружениях, таких, например, как Карпаты, Южный склон Большого Кавказа, Канадские Скалистые горы и другие, создана чешуйчато-надвиговая, моновергентная складчатая структура с наклоном складок и сместителей разрывов в одном направлении, в сторону более жестких элементов – платформ и срединных массивов.

    Сдвиговые нарушения возникают в условиях сжатия складчатой системы по нормали к простиранию складок, при этом образуется система диагональных левых и правых сдвигов, как, например, в новейшей тектонической структуре Кавказа. Помимо сдвиговой компоненты нередко имеется сбросовая или взбросовая составляющая. Тогда можно вести речь о сбросо-сдвигах или взбросо-сдвигах. Сдвиги не простираются бесконечно, их сдвиговая амплитуда уменьшается, они расщепляются на мелкие частные сдвиги и, наконец, затухают. В этом случае образуются структуры типа "конского хвоста".

    Говоря о разрывных нарушениях всех типов, следует иметь в виду, что они могут образовываться одновременно с осадконакоплением, и тогда они называются конседиментационными или после накопления отложения – постседиментационными. Весьма характерны конседиментационные сбросы, ограничивающие грабены, которые заполняются продуктами разрушения их "плеч". Длительно функционирующие сбросы приводят к тому, что в опущенном крыле мощность одновозрастных отложений намного больше, чем в поднятом. Знак движений в крыльях длительно живущих разломов может со временем меняться. Такие разломы обычно контролируют размещение фаций и мощностей.

    Особую категорию образуют глубинные разломы. Они были впервые выделены А. В. Пейве в 1945 г. и характеризуются большим протяжением, мощностью и длительным развитием, что свидетельствует обих глубоком заложении. Сейсмическими исследованиями было подтверждено, что эти разломы смещают даже поверхность М, т.е. раздел кора – мантия. Подобные разломы установлены во многих складчатых областях. На поверхности глубинный разлом может иметь ширину в десятки километров и состоять из серии более мелких кулисообразных разломов, между которыми зажаты блоки пород, в нем могут быть конседиментационные впадины, поднятия, мощные зоны брекчирования и т. д.

    Соляная тектоника. Там, где присутствуют залежи каменной соли, например в Днепрово-Донецкой впадине, в Закарпатском прогибе, в Прикаспийской впадине, Предуральском передовом прогибе и в других структурах, развиты соляные купола, представляющие собой столбообразные, грибообразные и другие формы, "протыкающие" вмещающие породы, приподнимающие их и образующие на поверхности, если только не появляется соль, куполовидные антиклинальные складки, нарушенные кольцевыми и радиальными сбросами, создающими характерный рисунок типа "битой тарелки".

    Собственно соляной купол, или диапир, обладает сложной складчатой структурой, сформировавшейся при движении пластичной соли вверх. По краям купола нередко встречается оторочка брекчий, вмещающие породы "задираются" вверх, в них появляются сбросы. Купола, как правило, соединяются "ножкой" с соляным пластом на глубине, однако такая связь может и прерываться и тогда купол имеет вид перевернутой кроны. Купола растут со скоростью нескольких сантиметров в год. Решающим условием их возникновения является инверсия плотностей, так как плотность пород в среднем 2,3–2,5 г/см³, а соли 2,0–2,2 г/см³ . В условиях достаточной мощности соляного пласта (превышающей 100 м) и перекрывающих пород (не менее 300–400 м) при малейших тектонических движениях начинается перетекание соли и она всплывает в виде "капли" или "гриба". Кроме куполов часто образуются соляные валы длиной 10–15 км и более. Очень характерны диапиры в областях распространения мощных глинистых толщ, например майкопской сериий олигоцена - нижнего миоцена в Керченско-Таманском и Апшеронском периклинальных прогибах БольшогзиКавказа. С глиняный диапирами связаны активный грязевой вулканизм, проявления нефти и газа и аномально высокое пластовое давление (АВПД), которое и провоцирует образование диапиров, так как инверсия плотностей здесь уже не работает.

    Первичное горизонтальное залегание горных пород нарушается тектоническими движениями, приводя к образованию складок и разрывов. Изменение формы и объема тела называется деформацией, которая подразделяется на однородную и неоднородную. Пластическая деформация приводит к образованию складок, хрупкая – разрывов. Закономерное сочетание складок и разрывов образует складчатые пояса. Складчатые структуры образуются в результате продольного и поперечного изгибов, а также нагнетания.

- ? –

1. В чем причина деформаций горных пород?

2. Какие существуют виды деформаций?

3. Какие различаются элементы складки?

4. Какие существуют типы складок и по какому признаку они классифицируются?

5. Что можно рассказать о типах складчатости и условиях их образования?

6. Какова классификация разрывных нарушений?

7. Какие существуют элементы разрыва?

8. Каково строение поверхности сместителя и от чего оно зависит?

9. Как образуются соляные купола?

10. Что такое тектонические покровы и какова их амплитуда?

Литература

· Белоусов В.В. Структурная геология. М., 1986.

Глава 14.

ЗЕМЛЕТРЯСЕНИЯ

    Ежегодно на земном шаре регистрируется более 100000 землетрясений. Большинство из них мы вообще не ощущаем, некоторые отзываются лишь дребезжанием посуды в шкафах и раскачиванием люстр, зато другие, к счастью гораздо более редкие, в мгновение ока превращают города в груды дымящихся обломков. На побережьях море отступает, обнажая дно, а затем на берег обрушивается гигантская волна, сметая все на своем пути, унося остатки строений в море. Крупные землетрясения сопровождаются многочисленными жертвами среди населения, которое гибнет под развалинами зданий, от пожаров, наконец, просто от возникающей паники. Землетрясение – это бедствие, катастрофа, поэтому огромные усилия затрачиваются на предсказания возможных сейсмических толчков, на выделение сейсмоопасных районов, на мероприятия, призванные сделать промышленные и гражданские здания сейсмостойкими, что ведет к большим дополнительным затратам в строительстве.

    За последнее время катастрофические землетрясения произошли в Чили (1960), на Аляске (1969), в Гватемале (1976), в Китае (1976). На территории СНГ не раз отмечались очень сильные землетрясения: Андижанское (1902), Кеминское (1911), Хаитское (1949), Ашхабадское (1929 и 1948), Муйское (1957), Ташкентское (1966), Газлийские, Дагестанское (1970, 1976, 1984) и, наконец, страшное Спитакское землетрясение в Армении (1988).