Геология / 4 курс / Структурный анализ / Казаков_Заика-Новаций

Рис. 127. Определение вертикальной амплитуды сброса и взброса на структурно­ геологической карте (по В. Н. Павлинову, 1979):

1 — стратоизогипса поверхности перми, 2 — стратоизогипса смесителя, 3 — стратиграфиче­ ская граница, 4 — разрыв

ты измерены. В подавляющем большинстве случаев геолог вынуж­ ден довольствоваться геологическими картами и разрезами, позво­ ляющими определять лишь вертикальную и горизонтальную со­ ставляющие истинного смещения, производя элементарные геомет­ рические построения или вычисления.

Вертикальной и горизонтальной амплитудами разрыва называ­ ются расстояния между смещенными точками соответственно по вертикали или горизонтали в вертикальных разрезах вкрест про­ стирания разрыва или смещенных слоев. Способы определения этих величин ясны из рассмотренного рис. 125. Кроме того, опре­ делить вертикальную составляющую можно при помощи анализа расположения линий простирания слоев на карте на участке раз­ рывного нарушения. Согласно В. А. Апродову (1952), в наклонно залегающих толщах при разрыве каждая плоскость напластова­ ния окажется разорванной и приподнятой в одном крыле разрыва относительно продолжения той же плоскости в другом крыле. По­ этому единая раньше — до разрывного нарушения — линия про­ стирания плоскости напластования тоже разорвется и превратится в две линии простирания, имеющие разные отметки в смежных крыльях разрыва. Разность между отметками линий простирания

190

составляет вертикальную амплитуду разрыва (рис. 126). Обра­ тить внимание на смещение проекции полного выхода пласта в приподнятом крыле сброса в направлении падения пород (паде­ ние показано стрелками).

Вертикальное смещение можно непосредственно определять на структурно-геологических картах по разности отметок пересекаю­ щихся стратоизогипс висячего и лежачего крыльев. Пример на рис. 127: по взбросу 2 сходятся стратоизогипсы 100 и 200 м, по сбросу (I—Г) — 200 и 600 м. Следовательно, вертикальная ампли­ туда взброса составляет 300, а сброса — 400 м.

10.2. Кинематические сочетания разрывов

Морфокинематический анализ разрывных нарушений основы­ вается на полевом их изучении, анализе геологических карт, теории

деформации твердых тел и экспериментальном		воспроизведении
разрывов. Следует отметить, что	современные	представления о
кинематике разрывов достаточно	определенны,	во всяком случае

в той мере, которую можно достигнуть, учитывая известную слож­ ность геологических явлений. Можно представить крайние вари­ анты напряженного состояния частей земной коры, под влиянием которого возникают разрывы. Это могут быть либо условия растя­ жения, либо сжатия. В первом случае возникают сбросы и раздвиги, во втором — взбросы, надвиги и сдвиги. Кроме того, раз­ рывы могут возникать при движениях под влиянием силовых по­ лей, вызываемых гравитацией и приложенных к каждой частице тела. Сюда относятся многие экзогенные структуры, в частности оползни, и эндогенные структуры — тектонические покровы, шарьяжи.

Принятое в геологии изображение разрывов в виде линий, сме­ щающих геологические контуры на картах и разрезах, допускает лишь геометрический анализ и ничего не говорит о вещественном содержании разрыва, его развитии и свойственном ему структур­ ном парагенезисе, столь важном для решения вопроса о кинема­ тике разрыва.

Геометрический анализ предполагает, в первую очередь, ис­ пользование стереографических сеток для наглядного изображения статистических данных по разнообразным элементам разрывов — простирания, падения, углов падения, направления борозд скалы­ вания и т. п., что в конечном итоге позволяет устанавливать поля тектонических напряжений, их смену во времени и простран­ стве.

Основы геометрического анализа изложены в предыдущей гла­ ве. В качестве специфических задач, решаемых при помощи гео­ метрического анализа разрывов, укажем следующие:

1.Измерение элементов разрывных смещений.

2.Определение пространственного соотношения трещин с раз­ рывными смещениями.

191

3.Реконструирование осей напряжений по ориентировке тре­ щин и разрывных смещений.

4.Определение генетического типа разрывных смещений.

Как видим, геометрический анализ решает структурно-геоло- гические задачи в широком диапазоне — от определения элементов залегания до определения генетических типов разрывов. Однако только данные о структурных парагенезисах, характерных для разрывов, служат критерием достоверности результатов геометри­ ческого анализа.

10.3. Морфокинематическая характеристика сбросов и раздвигов

Сбросами называются разрывные смещения с опущенными ви­

сячими крыльями,		поэтому каждый отдельный сброс и в особенно­
сти их системы в		соответствии с условиями их образования уве­
личивают	земную	или какую-либо внутрикоровую поверхность
(рис. 128).	То же	касается и раздвигов, расстояние между стен­

ками которых прямо указывает на величину растяжения данного участка земной коры.

Геологическая обстановка, способствующая образованию сбро­ сов, свойственна многим регионам и этапам развития земной ко­ ры, а также отдельным структурам. Условия растяжения возни­ кают в первую очередь при поднятиях, с которыми связано увели­ чение площади того или иного участка земной поверхности. Наиболее отчетливо сбросы проявлены при складкообразовании по типу поперечного изгиба при вертикальных движениях блоков земной коры, в частности жесткого основания или же нагнетания пластичного и более легкого материала в породы осадочного чех­ ла. Изгибание неизбежно сопровождается разрывами и сбросовы­ ми смещениями.

Кинетически однозначно определяемые сбросы и их сочетания (грабены) проявлены в областях соляной тектоники, механизм которой в достаточной мере охарактеризован выше. Сбросы как следствие магматического нагнетания будут рассмотрены в гл. 12. Здесь же приведем характеристику сбросов, связанных с образо­ ванием так называемых глыбовых, или отраженных, складок. Эти

сбросы группируются в две системы:	одни, глубинные, ограничи­
6	т

Рис. 128. Ступенчатые сбросы		(а) и	Рис. 129. Антитетический (а) и гомо-
грабен	(б):		тетический (б) сбросы (по В. Яро-
1 — расстояния, на которые распростра­			шевскому, 1981)
няется	пласт до смещения; 2 —	после
смещения

192

вают	активные блоки, движение			которых — следствие				коробления
фундамента; другие,		поверхностные,			появляются		как	прямой ре­
зультат поперечного		изгиба	осадочной			толщи.	Первые развива­
ются	снизу вверх, вторые — сверху				вниз.	При встрече		они слива­
ются	в единую сбросовую		зону,	иногда		значительной		ширины и

протяженности. Обычным парагенетическим элементом таких структур являются флексуры, сменяющие сбросы по простиранию или восстанию. Наглядным примером могут служить описанные в 1886 г. А. П. Павловым дислокации Самарской Луки, в том чис­ ле знаменитые Жигули. Палеозойские породы здесь образуют крутую флексуру, протягивающуюся на расстояние до 350 км, ос­ ложненную многочисленными куполами и переходящую на глу­ бине в сброс с амплитудой более 500 м.

Пространственное расположение сбросов этого типа целиком подчинено контурам и морфологии материнского поднятия или опускания. В зависимости от них сбросы образуют слабо изогну­ тые, концентрические (овальные) или радиальные системы.

Сбросовые зоны представляют собой системы односторонних или двусторонних (грабены), симметричных и асимметричных

ступеней и	оперяющих	антитетических или гомотетических сбросов
и взбросов	(рис. 129),	уменьшающих (а) или увеличивающих (б)

гипсометрический эффект главного разрыва (утолщенная линия). В пределах толщ, сложенных особо хрупкими породами, сбро­ совые зоны и отдельные сбросы представляют собой полосы тек­ тонических брекчий разной ширины и весьма разнообразной ве­ личины обломков. Вследствие неоднократных дифференцирован­

ных	подвижек	по сбросам довольно	обычными	являются зоны
так	называемых	тектонических клиньев — узких		линз разновоз­
растных пород, зажатых в сбросовой зоне.
Сбросовые системы и отдельные			сбросы представляют собой

зоны тектонического «разрыхления» земной коры и, следователь­ но, зоны ее высокой проницаемости. Поэтому системы сбросов обычно заполнены магматическими породами типа даек, радиаль­ ных, конических, кольцевых, часто с обломками вмещающих пород или подвергнутых интенсивной метасоматической или гидротер­ мальной обработке вплоть до образования разнообразных рудных месторождений. Сбросы в толщах карбонатных пород и эвапоритов при благоприятных условиях направляют карстовые процессы и, стало быть, могут служить вместилищем для соответствующих типов месторождений.

Линейные коры выветривания хорошо маркируют сбросы в зо­ не гипергенеза.

В своем большинстве указанные процессы являются эпигене­ тическими по отношению к собственно сбросообразованию, но в некоторых случаях, в частности на уровне вулканических корней, сбросы и тела изверженных пород связаны парагенетически, по­ скольку в основе на первый взгляд столь различных образований лежит один и тот же процесс — развитие периферического вулка­ нического очага'(см. главу 12).

V27

591

195

Все, что сказано о сбросах имеет прямое отношение		и к	раз-
двигам — структурам, целесообразность	выделения которых,		по
И. П. Кушнареву (1977), определяется	их генетической	универ­

сальностью. К раздвигам могут относиться как тектонические, так л не тектонические (контракционные) трещины отрыва (усыха­ ния, усадки при охлаждении, разрывы при замораживании и т. д.) и трещины, связанные с антиконтракцией (разуплотнением) и, стало быть, местным растяжением, а также зияющие разрывы сплошности пород без смещения их стенок, возникшие при земле­ трясениях. Сюда же должны быть отнесены трещины гидростати­ ческого эффекта расклинивания, а также раздвинутые, ранее воз­ никшие трещины скола и разломы, но оказавшиеся в положении трещин отрыва при данной деформации. Все отмеченные особен­ ности расширяют термин и позволяют не считать его полным си­ нонимом термина «отрыв», который отражает только первичную природу разрыва сплошности пород.

В качестве примеров несомненных раздвигов можно привести случаи расслоения в вертикально или круто залегающих вулка­ нических толщах, когда два смежных покрова лав, соответственно кровля одного и подошва другого, разобщены полостью в не­ сколько десятков сантиметров или даже метров шириной, запол-

Рис. 130. Раздвиг (полость раздвига заполнена выветрелой брекчией вулканиче­ ских пород; средняя юра, село Украинка южнее Симферополя):

■слева — верхняя часть покрова пиллоу-лавы; справа — нижняя часть покрова массивной лавы

194

Рис. 131. Разрез Бельмазарского разлома				(нижний карбон,		турнейский ярус; по
В. В. Бронгулееву, 1967):
1 — дженгильчекская, 2 — уюкская свиты, 3 — верхний девон, фаменский ярус
ненной	обломками, оторвавшимися			как от ниже,		так и от выше
(стратиграфически)		залегающих		покровов,	цементированными
вмытым	материалом	из	кроющих	вулканиты	пород (рис. 130).
Не менее показательный			пример привел В. В.		Бронгулеев (1967).

В Каратау с помощью скважин весьма подробно раскрыто строе­ ние Бельмазарского разлома — раздвига, протяженностью не ме­ нее 4—5 км и шириной до 200 м. Разлом развит только в пределах каменноугольных отложений и полностью гаснет в подстилающем девоне. Полость раздвига заполнена брекчиями, причем обломки подверглись слабому тектоническому окатыванию, а снизу в нее втянуты в виде антиклинали породы девона (рис. 131). Извест­ няки в полости раздвига подверглись складчатой деформации, свидетельствующей о резко дисгармоничном и интенсивном тече­ нии пород. Крылья Бельмазарского разлома почти не смещены друг относительно друга или же смещение незначительно. В. В. Бронгулеев полагает, что данный разлом представляет собой гигантскую «трещину растяжения», т. е. раздвиг, заполненную выдавленным снизу материалом (амагматическая инъекция).

10.4. Морфокинематическая характеристика сдвигов и надвигов

Сдвиги и надвиги являются типичными представителями раз­ рывных смещений, образующихся в условиях сжатия земной ко­ ры. В складчатых обдастях они связаны кинематически как две

структурные формы общим движением горных масс, в тылу кото­

рых иногда	возникает	третья форма, обусловленная растяжени­
ем — сбросы. Эта кинематическая связь — структурная триада —
не только	теоретически	возможна, но ее существование в виде

конкретного структурного ансамбля доказано при помощи геоло­

гического	картирования.		Например, в	Восточном Казахстане
А. И. Суворовым (1961)			было установлено, что две		главные	зоны
разломов	этой	территории — северо-восточная (Успенская)				и се­
веро-западная		(Актасская) — составляют		единую	динамическую

систему (динамопару). Актасская зона по своей длине превышает 200 км при ширине 10—20 км. Все структурные элементы в крыль­ ях зонщ оказываются сдвинуты к северо-западу на расстояние от 12 до 20 км. Сместители разломов обычно крутые и располагаются друг по отношению к другу под острыми углами, расщепляя по­ роды на многочисленные тектонические клинья, которые в попе­ речном сечении выглядят как грабены, горсты, моноклинали, гра­ бен-синклинали и т. п. Широко развита трещиноватость скалыва­ ния и отрыва, с последней часто связаны дайки. Ориентировка трещин - соответствует эллипсоиду деформации в условиях дейст­ вия горизонтальной пары сил. Наблюдаются складки с крутыми шарнирами, а оперяющие складки дугообразно изгибаются в на­ правлении сдвигового смещения. Все указанные элементы струк­ турного парагенезиса характеризуют Актасскую зону как право­ стороннее сдвиговое нарушение.

В качестве третьего структурного элемента, закономерно свя­

занного с общей	кинематикой динамопары, являются узкие (2,5—
4 км) и длинные	(до 35 км) грабены,	расположенные	вдоль юго-
западного края	Актасской зоны. Они	заполнены на	глубину до

1 км эффузивами. Общеизвестна также кинематическая взаимо­

связь сдвигов и	надвигов (взбросов)	со	складчатыми структура­
ми типа складок	продольного изгиба	и	течения, обусловленного
гравитацией.

Сдвиги известны и за пределами складчатых областей как са­ мостоятельные структуры блоковой тектоники, щитов и фундамен­ та платформ, древних и молодых. И, наконец, сдвиговые зоны могут разделять литосферные плиты и, следовательно, иметь пла­ нетарное значение.

Кроме сдвигов и надвигов в последнем десятилетии была до­ казана реальность поддвигов — глубинных разломов с активным лежачим крылом, а также придвигов — разрывов, кинематически противоположных раздвигам, в полосах которых происходит раз­ давливание, расплющивание горных пород без существенного бо­

кового смещения смежных блоков.
Сдвиги и взбросы являются также элементами				структурного
парагенезиса различных кинематических типов складок.
В качестве показательного примера рассмотрим кинематически
взаимосвязанную систему	разрывов	и прочих структур,			возник­
шую в связи с главным	движением	вдоль	Атансорского		сдвига
в Северном Казахстане. Характер смещения			вдоль	этого разрыва

196

Рис. 132. Шовные складки с вертикальными шарнирами, возникшие в связи со смещениями вдоль Атансорского сдвига:

1 — пласты известняка, 2 — разрывы и направление смещения

определяется значительным, до 10 км, правым сдвигом складчатых и разрывных структур, плутонов, подворотов слоев вплоть до обра­ зования шовных складок с вертикальными шарнирами (рис. 132).

Впоперечном направлении от сдвига отходят полосы смятия и раздавливания, возникшие в связи с перемещением крыльев. Осо­ бенно показательна одна из антиклинальных складок, косо рас­ положенная по отношению к сдвигу, оборванная и расплющенная

вполосе бокового надвига. Таким образом, Атансорский сдвиг образует совместно с оперяющими полосами смятия единую кине­ матическую систему или динамопару, подобную гигантской Успе- но-Актасской динамопаре разломов в Центральном Казахстане.

Сдвиговые дислокации служат, в частности, причиной возник­ новения своеобразных структур, получивших название эшелони­ рованных разрывных структур или просто эшелонов (В. П. Уткин, 1980). Они представляют собой своеобразные структуры растя­ жения в виде полос кулисообразно расположенных открытых или заполненных минеральным веществом линзовидных трещин. Поло­ сы кулис (эшелоны кулис) ограничены обычно поверхностями скольжения, несущими на себе, как правило, горизонтальные или субгоризонтальные борозды и штрихи, указывающие на сдвиговый характер перемещения (рис. 133).

Главными параметрами эшелона являются его длина и ширина (мощность), которые наиболее четко проявляются в срезе, прохо­ дящем через ось эшелона. Важно также измерить угол ((5) между простиранием кулис и осью эшелона в плоскости, проходящей че­ рез ось нормально к поверхностям кулис. Обычно этот угол не пре­ вышает 60—70°, чаще составляя 40—45°, и указывает на направ­ ление относительного смещения смежных блоков (рис. 133).

Вцелом эшелонированные структуры растяжения отражают зачаточный этап развития сдвигов. Они также могут рассматри­ ваться как потенциальные взбросы и сбросы, в зависимости от пространственного положения и ориентировки кулис относительно оси эшелона. Зачаточный сдвиг-эшелон представляет зону разряд­ ки напряжений сжатия, которые реализуются в виде структур растяжения, обусловливающих высокую степень проницаемости зоны и, следовательно, благоприятные условия для минерало-

V 2 + 7 591

197

3

4 СМ

Рис. 133. Эшелонированные дизъюнктивные структуры (Приморье; по В. П. Утки­ ну, 1978):

Сверху вниз: прямолинейные кулисообразные эшелоны с линейными и линзовидными кули­ сами, прямолинейный ступенчатый эшелон, прямолинейный кулисообразный эшелон с ли­ нейными и 5-образными кулисами; 1 — кварцевые прожилки, 2 — границы эшелонов и на­ правления смещений, 3 — угол меж ду кулисой и осью эшелона, 4 — трещиноватость, 5 — трещины с признаками скольжения

образования в эшелонированных кулисах-раздвигах. Раздвиги, за­ полненные минералами, могут вести себя в поле последующего сжатия как блоки-будины, так как благодаря минеральному за ­ полнению оказываются, обычно, более компетентными, чем вме­ щающие эшелон горные породы.

Формирование раздвигов есть процесс растяжения сдвиговой зоны вдоль ее простирания и по своей динамокинематической ха­ рактеристике соответствует будинажу пластов. Сосдвиговый бу-

198

			10ш
Рис. 134. Схема развития «элементарной» зоны		смятия-придвига, условно расчле­
ненная на два последовательных этапа	(I, II)	(по	Е. И. Паталахе,	1976):
кружками помечены материальные точки, общие для		I и	II; L\ — исходное расстояние		меж ­
ду точками; L2 — расстояние меж ду точками	после придвижения (сближения)			блоков;	LB - -

амплитуда взаимного придвигания блоков А и Б по нормали к плоскости разлома; Lx — ам­

плитуда смещения параллельно плоскости разлома; III — характерный пример (схематизи­ ровано) приразломного смятия в породах кембро-ордовика Северо-Западного Каратау (спра­ ва — Главный Каратауеский разлом)

динаж и раздвиги являются деструктивной формой латерального перемещения горных масс в сдвиговых зонах.

Надвиги или пологие взбросы широко развиты в складчатых областях, где они теснейшим образом ассоциируют со складками, осложняя крылья, располагаясь параллельно или же наискось к их простиранию. Кажется очевидным, что надвиги как бы про­ должают складчатую деформацию при достижении горными поро­ дами конечной^прочности.

Кроме надвигов и сдвигов в условиях сжатия могут возникать своеобразные структуры расплющивания, названные Е. И. Паталахой придвигами, морфокинематическая характеристика которых ясна из рис. 134. Как и раздвиги, придвиги отличаются движением, нормальным к стенкам разрыва, но их векторы, естественно, раз­ личны: в случае раздвига они противоположны; в случае придвига направлены навстречу друг другу.

Классическими примерами надвиговых структур в Советском Союзе являются Украинские Карпаты, где система надвигов осо­ бенно показательна в той их части, которая получила название Внешних или Скибовых Карпат, а также в пределах внутренней зоны Предкарпатского краевого прогиба (рис. 135). По данным геологов УкрНИГРИ (г. Львов, 1971), под Скибовой зоной пони­ мается полоса развития меловых и палеогеновых отложений, об­ разующих во внешней северо-восточной части Украинских Карпат ряд крупных структур, называемых скибами, вытянутых по про-

Va+7*

199