Типы складчатых структур.

Складчатая структура не представляет собой какого-то беспорядочного нагромождения складок. По морфологическим признакам все складчатые дислокации могут быть разделены на два основных типа. Первый тип складчатости (сжатая, линейная и т.п.) характеризуется непрерывностью развития в пределах конкретной области (складки покрывают всю территорию), равным развитием антиклиналей и синклиналей, одинаковым простиранием и падением осевых плоскостей для серии соседних складок. Второй тип складчатости (брахиформ-ная, раскрытая и т.п.) характеризуется локальностью, неравным развитием антиклиналей и синклиналей, отсутствием их смежности и единого простирания. При этом следует подчеркнуть, что эта морфологическая «полярность» - чисто внешнее явление. На самом деле оба типа складчатости представляют собой лишь различные стадии приразломного смятия и весьма часто можно наблюдать постепенные переходы одного типа складчатости в другой.

Наиболее достоверно расшифровывается складчатое строение района при организации точек наблюдений путем прослеживания опорных горизонтов по простиранию, когда систематически регистрируются все изменения элементов залегания пластов, подчеркивающие детали тектоники. При этом точный перенос границ выделенных геологических тел на топооснову соответствующего масштаба приобретает чрезвычайно важное значение. В случаях, когда зафиксировать границу возможно, а замерить элементы залегания - нет (задернован-ность собственно контакта, наложенность вторичной тектоники), анализируя соотношение геологической границы с рельефом, можно сделать однозначные выводы о характере ее залегания на данном участке. Такой структурный анализ на элементарных отрезках наиболее эффективно работает в условиях расчлененного рельефа при наличии складок, сопоставимых по размерам с формами рельефа.

Микроструктурный анализ указывает на горизонтальную ориентировку усилий при образовании линейной складчатости. Региональная складчатость сжатия связана с общим сжатием. В связи с этим О. Ампферер, Г. Штилле, Э. Краус и др. выдвинули представление о поддвиге платформ под геосинклинальное выполнение, о «всасывании» последнего в глубину под влиянием нисходящих конвективных течений в мантии. Эта точка зрения нашла подтверждение у Д. Григгса. Ее дальнейшим развитием являются представления о механизме складчато-надвиговых деформаций, принимаемые в современной тектонике плит.Складчатые структуры отражают процессы деформаций при изменениях свойств горных пород (эндогенная складчатость) или под влиянием внешних воздействий (экзогенная складчатость).Широко распространены складки, связанные с эндогенными движениями земной коры. Значительно реже, в верхней части земной коры, возникают складки, обусловленные экзогенными процессами.Разрывные структуры распространены значительно шире складчатых. Трещинами (разрывами без смещения) поражены все горные породы, за исключением слабо уплотненных и сыпучих. Разрывы со смещениями развиты более избирательно и сконцентрированы главным образом там, где присутствует интенсивная складчатость.Соотношение складчатых и разрывных нарушений при стрессе разное и зависит от того, как превзойден предел упругости или пластичности пород. В одних областях складки являются первичным явлением, а разрывы — их вторичным осложнением, но в наибелее напряженных областях сначала начинается хрупкое (brittle) разрушение пород, разрывы,трасты и надвиги являются первичными, а складки создаются как вторичные образования. В свою очередь, они могут затем осложняться разрывами.Различия в вязкости сказываются уже при деформации осадочного слоя земной коры. В его составе выделяют по деформационным свойствам два типа пород — компетентные (известняки, доломиты, песчаники, вулканические лавы, образующие мощные, в десятки метров пачки) и некомпетентные (глины, соли, гипсы, отчасти мергели и толщи тонкого переслаивания; в частности флиш). Первые достаточно упругие, способные передавать напряжения на значительные расстояния, сохраняют свою мощность и в основном определяют форму образующихся складок, их основной каркас. Некомпетентные породы обладают повышенной пластичностью, изменяют свою мощность при складкообразовании, ведут себя пассивно и приспосабливаются к форме складок, образуемых компетентными породами. При чередовании в разрезе компетентных и некомпетентных пород нередко наблюдается дисгармоничная складчатость, в которой компетентные породы образуют крупные складки, а некомпетентные обнаруживают более мелкую и сложную складчатость.

УСЛОВИЯ ОБРАЗОВАНИЯ СКЛАДОК

Горные породы земной коры находятся под нагрузкой вышележащих пород, создающей в них напряжения. Пластические (ductile) деформации, приводящие к складчатости в горных породах, возможны только при избыточном давлении по одному из направлений, что именуется как стресс. Форма и размеры возникающих складок зависят от многих условий. Основное значение имеют физические (реологические) свойства пород, кинематическая и динамическая обстановка, характер возникающих в породе напряжений и влияние внешней среды. В процессе деформации происходит непрерывное перемещение материала с его перекристаллизацией, привнос нового вещества, что приводит к изменению реакции пород даже на одинаковый по величине и направлению стресс.При прочих равных условиях интенсивность складчатости зависит от физических свойств и вязкости пород. Чем ниже вязкость, тем сложнее и мельче складки и, наоборот, в породах с высокой вязкостью развивается крупная и простая складчатость. В мощных покровах лав и полнокристаллических породах складки встречаются редко. Наиболее благоприятна для образования складок обстановка сжатия, так как сжатие уменьшает объем тела и увеличивает его пластичность.Влияние всестороннего давления на развитие складчатости двоякое: с одной стороны, оно повышает сопротивление тела пластической деформации, а с другой — тот же фактор сильно понижает пределы упругости и прочности. В связи с этим породы, являющиеся хрупкими при нормальных условиях, например известняки, мраморы, могут стать пластичными на глубине при высоком всестороннем давлении.Повышение температуры ведет к повышению пластичности и даже дайки, плутоны и кварцевые жилы при температуре в сотни градусов способны изгибаться в мелкие складки Способность сминаться в достаточно мелкие и сложные складки наблюдается и в не вполне остывших массивах интрузивных пород и тем более в породах, подвергающихся воздействию регионального метаморфизма.Скорость деформации — ведущий факторор, влияющий на пластичность пород. Высокая скорость деформации приводит к увеличению сопротивления пород и понижению их пластичности, а замедленная деформация повышает пластичность. Поэтому породы ведут себя при быстром воздействии как хрупкие (brittle) тела, a при медленном действии медленно, но значительно деформируются. Каменная соль – лучший тому пример..

С позиций механики выделяются только четыре типа складок:

1. складки продольного изгиба,

2. складки поперечного изгиба

3. складки течения

4. складки скалывания

Складки продольного изгиба вызываются силами, действующими вдоль слоистости. При изгибе в слое происходит перераспределение вещества таким образом, что оно перемещается от изгибов с относительно малым радиусом кривизны к изгибам с большим радиусом кривизны. Во всем объеме толщи, подвергшейся продольному изгибу, общее перемещение пород происходит в направлении, перпендикулярном к действию сжимающих усилий, — в участки с относительно малым давлением, что приводит к интенсивному росту складок вдоль осевых поверхностей Благодаря этому при образовании складок продольного изгиба происходит общее сокращение (shortening) площади, занимавшейся слоистой толщей до складкообразования.

Складки продольного изгиба, возникающие при сдвиге, под воздействием противоположно направленных сил, имеют все характерные черты этих структур, но их осевые поверхности обладают заметным наклоном в сторону действия активных сил.Складки поперечного изгиба испытывают не сжатие, а неодинаковое по интенсивности растяжение. Ось максимального сжатия пород расположена перпендикулярно к слоистости, а ось удлинения направлена вдоль слоев.Складки течения в условиях низких температур и давлений развиваются только в породах с низкой вязкостью(солях, гипсах, углях, глинах). При высоких температурах (сотни градусов) вязкость пород резко снижается и способность образовывать складки течения приобретают даже такие породы, как мраморы, кварциты, аплиты, гнейсы, амфиболиты и т.п. При этом происходят перекристаллизация вещества и появление новых минералов. При однородности физических свойств пород течение происходит рассредоточение; в разнородных толщах оно сосредоточивается в слоях с наименьшей вязкостью. Заметить поверхности скольжения, свойственные пластической деформации, почти никогда не удается из-за происходящей одновременно перекристаллизации пород.Складки течения обладают наименее правильными формами, с многочисленными раздувами, утолщениями и пережимами слоев. Их осевые поверхности могут быть ориентированы различным образом относительно первоначального положения слоев, но преимущественно в направлении течения.Нередко образование двух-трех типов складок может происходить одновременно. Имеется специальная методика структурной геологии для дешифрования последовательности фаз деформаций, образования кливажа, сланцеватости, линейности и фаз метаморфизма и их соотношений во времени (на русском языке - А.Н. Казаков,1976 и В.В. Эз,1978). Существует два главных типа складчатых поясов. Один из них составляет межконтинентальные пояса, возникшие на месте вторичных океанов, образовавшихся в результате деструкции среднепротерозойского суперконтинента. К этому типу принадлежат все перечисленные выше складчатые пояса, кроме тихоокеанских. Последние составляют второй тип складчатых поясов — окраинно-континентальный, образовавшийся на границе среднепротерозойского суперконтинента и его фрагментов с Панталассой — предшественницей Тихого океана. Межконтинентальные пояса заканчивают свое развитие полным поглощением океанической коры и коллизией ограничивающих их континентов. Окраинноконтинентальные пояса еще не закончили свое развитие, и кора Тихого океана продолжает субдуцироваться под эти пояса. Вот почему пояса первого типа именуются еще коллизионными, а второго типа — субдукционными.

Судьба складчатых поясов после окончания их активного развития заключается в срезании их горного рельефа и складчато-надвиговых структур денудацией и смене орогенного режима платформенным. В дальнейшем отдельные части поясов перекрывались осадочным чехлом и превращались в плиты молодых платформ, как это произошло с северной, западносибирской, частью Урало-Охотского пояса (кроме самого Урала и Енисейского кряжа) и с северной периферией Средиземноморского пояса, ныне занятой Западно-Европейской, Скифской и Туранской плитами. Другие части пояса в новейшую эпоху испытали повторное горообразование уже во внутриконтинентальных условиях; примеры — Урал, Тянь-Шань, Алтай и ряд других горных сооружений в Урало-Охотском поясе, горные массивы Западной и Центральной Европы — Иберийская Месета, Центральный Французский, Богемский (Чешский) массивы, Гарц, Судеты в Средиземноморском поясе.Нередки также области внутри будущих складчатых поясов, на площади которых в результате проявления одного или двух циклов Вилсона произошло закрытие океанического бассейна, складчатость, горообразование, ослабление тектонической активности,новый рифтинг, повторное раскрытие океанского бассейна и т.д.Любой складчатый пояс представляет собой коллаж из обломков континентов, островных дуг, образований ложа океанов, окраинных морей и внутриокеанских поднятий. Присутствие в пределах складчатого пояса крупных (в сотни километров в поперечнике) глыб докембрийской континентальной коры, обломков позднепротерозойских микроконтинентов, именуемых прежде срединными массивами, служит основанием для подразделения складчатых поясов на отдельные складчатые системы, находящиеся между такими микроконтинентами. Подобными складчатыми системами являются Уральская, Южно- и Северо-Тяньшаньские, Большой Кавказ и др. Иногда несколько систем группируются по структурному и историческому признаку в складчатые области — например, Восточно-Казахстанскую, Алтае-Саянскую в Урало-Охотском поясе, Западно-Средиземноморскую, Карпато-Балканскую — в Средиземноморском.Складчатые системы, занимающие пограничные с континентальными платформами положение, нередко отделяются от последних прогибами, получившими название краевого или швами (которые могут быть вертикальными глубинными разломами,т.е. швами с подвижкой или даже трастами). Не редко такие прогибы отсутствуют и складчатое сооружение надвинуто на десятки и сотни километров на платформу.Участки надвигания складчатого сооружения на платформу или поперечные поднятия ее фундамента расчленяют систему передовых прогибов на впадины протяженностью в сотни км и с поперечником в несколько десятков км. Так, в Предуральской системе прогибов различают Бельскую, Юрюзано-Сылвенскую, Камскую, Верхнепечорскую, Косью-Роговскую (Воркутинскую), Коротаихскую впадины.

Передовые прогибы закладываются в тыльных частях континентального шельфа пассивных окраин и начинают фоpмироваться одновременно с началом поднятия смежного складчатого сооружения. Первоначально они представляют глубоководные бассейны с дефицитом глинисто-кремнистых осадков(Предуральский прогиб в ранней перми, Предкарпатский в олигоцене, Предкавказские в олигоцене — раннем миоцене). В сухом климате далее накопливаются эвапориты (кунгур -Предуральский прогиб, средний миоцен- Предкарпатье и др.) или угленосные толщи (северные Предуральские прогибы в кунгуре). С усилением роста смежного складчатого горного сооружения прогибы начинают заполняться молассами и обломочным материалом с испытывающей осушение платформы. На сейсмопрофилях в зависимости от области сноса видны наклоненные к оси прогиба клиноформы, образующие комплексы бокового наращивания и происходит перегрузка прогибов в ходе надвигания на них тектонических трастов, продукты разрушения фронтальных частей которых захороняются и виде олистостром. В дальнейшем процесс надвигания охватывает и внутренние крылья самих передовых прогибов, обусловливая в конечном счете их асимметричную форму с контрастом между интенсивно деформированным внутренним и обычно относительно пологим и просто построенным внешним крыльями. Присутствие в разрезе эвапоритов, как в Предуралье или Предкарпатье, приводит к дальнейшему усложнению структуры.

ЗОНАЛЬНОСТЬ ПОЯСОВ

Характерной чертой внешних зон складчатости является их расположение на том же континентальном фундаменте, что и кора прилегающей платформы. Фундамент платформы, как показывают сейсмические профили Аппалачей, Канадских Кордильер и Урала, либо плавно, либо ступенчато, по системе листрических сбросов, погружается под осадочный комплекс внешних зон. Это осадочный комплекс внешнего шельфа континентального склона, который сорван с фундамента и перемещен на десятки и сотни км в сторону платформ, определяя трастовую, чешуйчато-надвиговую структуру. По мере приближения к платформе, поверхность надвига смещается на более верхние уровни, совпадающие с высокопластичными пачками глин или эвапоритов. Иногда надвиги оказываются на глубине, проявляясь на поверхности лишь как ассиметричные антиклинали. Помимо основных надвигов, отвечающих главной, направленной к кратону вергентности, отмечаются меньшего масштаба надвиги встречного направления на пологих крыльях складок, вырезающие приподнятые треугольники. Очевидно главные надвиги унаследованы от листрических сбросов былой пассивной окраины.

Граница внешних зон с внутренними обычно проводится по первому от платформы «офиолитовому шву», но эта демаркация условна. В случае Урала логичнее делать разграничение по Главному Уральскому надвигу.Структурный стиль внешних зон выдержан всюду от Урала до Аппалачей, Канадских Кордильер, Верхоянья, Кавказа, Копетдага, Пиреней, Альп, Апеннин, Карпат, Индо-Бирманскиой цепи.Ширина внешних зон колеблется от первых десятков до первых сотен км. Наиболее широкой внешней зоной обладает Верхояно-Колымская система: ее ширина достигает 900 км.Отложения внешней зоны накопились в условиях внешнего шельфа и континентального склона, но их нижние горизонты могли образовываться еще в рифтогенную стадию развития пассивной окраины, как для рифея западного склона Урала. В литолого-формационном отношении вышележащие осадки относятся к шельфовым карбонатам, песчано-глинистым образованиям, эвапоритам, кремнисто-глинистым и флишевым отложениям континентального склона. Характерной чертой является амагматичность внешних зон, кроме мест локации силлов и даек стадии рифтогенеза, но в целом это дает основание выделять эти зоны как миогеосинклинали в отличие от эвгеосинклиналей, высокомагматичных геосинклиналей внутренних зон складчатых поясов, созданных ремнантами океанической коры.В более внутренней части складчатых пояcoв находятся офиолитовые трасты,располагающиеся либо на осадочных образованиях внутреннего края внешних зон, либо непосредственно на их кристаллическом фундаменте, что может являться следствием обдукции океанической коры. При этом фундамент может испытать ремобилизацию под влиянием экранирования теплового потока офиолитовыми покровами и осадочным чехлом, в результате ченго образуются гранитогнейсовые купола.Офиолиты могут иметь различное происхождение. Одни из них образованы в спрединговых зонах открытого океана, другие — в условиях окраинных морей, третьи составляют основание энсиматических вулканических дуг. В последнем случае офиолитовые трасты надстраиваются островодужными вулканическими комплексами, хотя нередко наблюдается и перевернутая их последовательность.В составе складчатых внутренних зон наблюдается смесь осадочно-пирокластического выполнения преддуговых, междуговых и задужных прогибов, испытавших трастинг. Встречаются фрагменты рифовых построек, венчавших отмирающие вулканические дуги, и биостромы, представлявшие чехол внутриокеанских вулканических поднятий. …

Дата добавления: 2015-11-04