МИНИСТЕРСТВО ОБРАЗОВАНИЯ РОССИЙСКОЙ ФЕДЕРАЦИИ ИРКУТСКИЙ ГОСУДАРСТВЕННЙ ТЕХНИЧЕСКИЙ УНИВЕРСИТЕТ Факультет геологии, геоинформатики и геоэкологии Кафедра геологической съемки, поисков и разведки месторождений полезных ископаемых Иванова Р.Н. Кочнев А.П. СТРУКТУРНАЯ Г Е О Л О Г И Я Опорный конспект лекций для студентов Направление подготовки: 130300 “Прикладная геология” Специальности: 130301 «Геологическая съемка, поиски и разведка месторождений полезных ископаемых» (РМ) 130302 «Поиски и разведка подземных вод и инженерно-геологические изыскания» (РГ) 4 семестр Иркутск 2008 Структурная геология. Опорный конспект лекций для студентов по направлению подготовки: 130300 - “Прикладная геология”, специальности 130301 «Геологическая съемка, поиски и разведка месторождений полезных ископаемых» (РМ) и 130302 «Поиски и разведка подземных вод и инженерно-геологические изыскания» (РГ), 4 семестр. Составили Иванова Р.Н., Кочнев А.П.– Иркутск: ИрГТУ, 2008. – 68 с. Изложен краткий конспект лекционного теоретического материала. Даны контрольные и экзаменационные вопросы по основным разделам дисциплины. Приведен список основной и дополнительной учебной литературы по изучению теоретической части курса «Структурная геология». Библиогр. назв. 19 наименований Опорный конспект лекций «Структурная геология» составлен в соответствии с Государственным образовательным стандартом высшего профессионального образования по направлению подготовки: 130300 - “Прикладная геология” Специальности 130301 «Геологическая съемка, поиски и разведка месторождений полезных ископаемых» (РМ) и 130302 «Поиски и разведка подземных вод и инженерно-геологические изыскания» (РГ). Иркутский государственный технический университет Введение Лекция 1. 1.1. Цель и содержание курса………………………………………………………..3 1.2. Общие понятия и классификация структур и структурных…………………..6 1.3. Геологическая графика – виды, требования к оформлению………………….7 Лекция 2. Седиментогенные структуры 2.1.Слоистость - как первичная текстура осадочных пород………………………12 2.2. Горизонтально-слоистые структуры осадочных пород……………………….20 2.3. Типы несогласий………………………………………………………………....25 Лекция 3. Тектоногенные структуры 3.1.Физические основы деформации горных пород………………………………28 3.2. Складчатые структуры………………………………………………………….33 3.2.1. Моноклинали (наклонно-слоистые структуры). Наклонное залегание слоев и наклонно-слоистая структура. 3.2.2.Складчатые формы. Складки и их элементы. Параметры складок……..34 3.2.2.1. Морфологические классификации складок………………………...35 3.2.2.2. Генетические классификации складок……………………………...37 3.3.Разрывные структуры, их главнейшие типы: трещины, разрывы со смещением. 3.3.1.Разрывы со смещением…………………………………………………….40 3.3.2.Трещиноватость и отдельность горных пород……………………………43 3.4. Глубинные разломы………………………………………………………………44 3.5. Покровные структуры: надвиги, шарьяжи. 3.6. Кольцевые структуры……………………………………………………………46. 3.7. Понятие структурных этажей……………………………………………………47 Лекция 4. Магматогенные структуры 4.1. Формы залегания интрузивных пород………………………………………….48 4.2.Формы залегания эффузивных пород…………………………………………...49 Лекция 5. Метаморфогенные структуры 5.1. Генетические типы метаморфических пород. Фации метаморфизма 5.2. Формы залегания и структурно-текстурные особенности метаморфических пород................................................................................................50 Лекция 6. Структурные комплексы главнейших геотектонических областей 6.1.Строение Земли. Основные структурные элементы земной коры и литосферы материкового и океанического типов………………………………………………52 6.2. Современные представления об условиях формирования континентальных и океанических структурных комплексов. Основные гипотезы развития земной коры Лекция 7. Структурные комплексы геотектонических областей 7.1. Главнейшие геотектонические структуры 7.1.1. Структурные комплексы и структуры платформенных областей комплексы оснований и осадочного чехла древних и молодых платформ……53 7.1.2. Структурные комплексы и структуры складчатых (орогенных) областей - комплексы эпигеосинклинальных и эпиплатформенных орогенов; складчатые пояса………………………………………………………………………………55 7.2. Этапы развития геосинклинальных поясов. Зоны и области тектономагматической активизации………………………………………………………….58 7.3. Структурные комплексы и структуры океанов - комплексы океанических платформ и океанических орогенов (срединно-океанических хребтов)…………61 Литература………………………………………………………………………………….62 Контрольные и экзаменационные вопросы по проверке знаний…………………….…68 2 Ведение В соответствии с ГОС-2000 и учебным планом подготовки студентов дисциплина "Структурная геология»" изучается на 4 семестре и завершается зачетом и составлением курсовой работы. В процессе изучения дисциплины студенты подготавливаются к прохождению учебных и производственных практик по геологической съемке, поискам и изучению месторождений полезных ископаемых. Лекция 1. 1.1. Цель и содержание курса. 1.2. Общие понятия и классификация структур и структурных форм. 1.3. Геологическая графика – виды, требования к оформлению 1.1. Цель и содержание курса. Определение структурной геологии. Структурная геология – одна из частей геотектоники – науки о строении, движениях и развитии оболочек земного шара. Структурная геология изучает элементарные формы залегания пород в земной коре, причины их возникновения (происхождения) и историю развития. Основная задача структурной геологии - исследование внешнего облика (морфологии) структурных форм, кинематических процессов перемещения вещества, приводящих к образованию структур и динамических условий (расположение и характер приложенных сил, вызвавших деформацию). Предмет изучения структурной геологии - структурные формы: слои, складки, трещины, разрывные нарушения со смещениями по ним (сбросы, сдвиги, надвиги, шарьяжи), тела магматического происхождения (тектонические структуры). Кроме тектонических структурных форм, возникающих в результате эндогенных процессов, существуют седиментационные структуры, формирующиеся в процессе отложения осадков при экзогенных процессах, и гравитационные структуры, образующиеся в результате проявления гравитационных сил (например, подводнооползневые). Структурная геология возникла и развивается в тесной связи с практическими задачами поисков, разведки и добычи полезных ископаемых. Целевое назначение, предмет и задачи курса. Целью дисциплины «Структурная геология» является изучение: форм залегания горных пород в земной коре, условий их образования и развития, взаимных связей разных структурных форм и влияния внешней среды; методов и способов изображения структурных форм на геологических картах и в разрезах; методов составления, чтения и анализа геологических, структурных и тектонических карт, стратиграфических и формационных колонок и геологических разрезов. Основные задачи изучения дисциплины «Структурная геология» заключаются в овладении студентами: навыками и методами изучения форм залегания горных пород в земной коре; основами типизации структурных форм по их строению, происхождению и взаимным связям; методами анализа геологического строения и составления геологических разрезов; 3 методикой полевого изучения структурных форм и перенесения результатов полевых наблюдений на топографические и геологические карты. В процессе изучения дисциплины студенты подготавливаются к прохождению учебных и производственных практик по геологической съемке, поискам и изучению месторождений полезных ископаемых. Методологические основы. Методы исследования в структурной геологии. Методологической основой является диалектико-материалистический подход в исследованиях, который опирается на знание закономерностей развития всех объектов и явлений материального мира. Не зависимо креационного или эволюционного подхода к изучению природы основными методами являются структурной геологии: сравнительный, сравнительно-исторический, актуалистический. Сравнительный – устанавливает сходство и различия предметов и взаимные связи реального мира; позволяет выявить индивидуальные особенности объектов и проследить путем сравнения изменения различий во времени; благодаря сравнению появляется возможность восстановить или реконструировать недостающие звенья в цепи исторически взаимосвязанных предметов и явлений; Сравнительно-исторический – изучает все явления природы в тесной взаимосвязи с окружающей средой в историческом развитии, с выяснением их происхождения, последующих изменений и преемственности. Актуалистический – разработан в связи с концепцией катастрофизма (Ч. Лайель 18301833 гг.). Позволяет с одной стороны учитывать направленность и необратимость природных процессов, с другой – создавать представления о событиях прошлого на основе изучения современных процессов и явлений. Наиболее широко структурная геология пользуется методом сравнительноисторического анализа при выяснении закономерностей формирования структур. Для познания генезиса структурных форм также широко применяются физические методы изучения деформации пород, рассматриваемые в теории упругости, теории пластичности и теории прочности; тектонофизическое моделирование и изучение экспериментально получаемых форм (Тектонофизика). Так как петрографические структуры и текстуры (Петрография) отражают и тектонические деформации горных пород, изучение микроструктур составляет специальный раздел структурной геологии петротектонику (или структурную петрологию). Из частных методов структурной геологии можно отметить математический, дистанционный, химический, физический, кибернетический и технический. Теоретическое и прикладное значение, связь структурной геологии с другими геологическими дисциплинами. Выводы, полученные структурной геологией, широко применяются при решении многих теоретических и практических вопросов. Данные структурной геологии особенно важны для разработки теоретических вопросов геотектоники. Структурная геология является базой для многих разделов геологии: учении о полезных ископаемых, учении о структурах рудных полей и месторождений, поисков и разведки МПИ, инженерной геологии и гидрогеологии, учении о формациях и фациях и др. Структурная геология связана со многими отраслями геологии: динамической и исторической геологией, стратиграфией и литологией, палеонтологией, геологической съёмкой, петрографией, геоморфологией гидрогеологией и инженерной геологией, геологией полезных ископаемых, поисковоразведочным и горным делом. и т.д. 4 Обзор литературы по курсу. ОСНОВНАЯ ЛИТЕРАТУРА 1. Практикум по структурной геологии А.П. Кочнев, Г.А. Гончар Учебное пособие по выполнению лабораторных работ. – Иркутск: Изд-во ИрГТУ, 2005. –132 с. 70 штук 2. Структурная геология. Методические указания по самостоятельной работе студентов. Иркутск: Изд-во ИрГТУ, 2006.- А.П. Кочнев, Иванова Р.Н 70 штук (на кафедре) 3. Структурная геология – курс слайд лекций для направления «Прикладная геология» РГ. Иванова Р.Н. Электронный вариант (на кафедре). ИрГТУ 2007 ДОПОЛНИТЕЛЬНАЯ ЛИТЕРАТУРА 2. Практикум по Общей стратиграфии Иркутск: Изд-во ИрГТУ, 2007. А.П., Гончар Г.А Иванова Р.Н -90 штук. ДОПОЛНИТЕЛЬНЫЕ ИСТОЧНИКИ. Сайт «Структурная геология» Кирмасова Алексея Борисовича http://students.web.ru/geolab/index.html Кочнев (МГУ) - Основные этапы становления структурной геологии. Начало становления структурной геологии как науки связано с развитием горного дела. Для России одними из первых работ по геологии являются труды М.В. Ломоносова («О слоях земных», «Первые основания металлургии или рудных тел», «Об образовании металлов от трясения Земли»), которые послужили фундаментом разработки теоретической базы горного дела, а позднее и геологических исследований. Первопроходец русской науки М.В. Ломоносов отчетливо различает первичное и вторичное залегание горных пород: «Наклонное положение камней диких к горизонту показывает, что оные слои сворочены с прежнего своего положения, которое по механическим и гидростатическим правилам должно б быть горизонтально…». Однако долгое время (несколько столетий) существовало господство естествознания, которое вмещало в себя весь спектр исследований живой и не живой природы. Самостоятельное направление в изучении геологических объектов и явлений развивалось в рамках геогностики. Первые карты были геогностические, а первые доктора наук, не геологи, а геогностики. В самостоятельную отрасль геология в целом и структурная геология в частности стали оформляться примерно в середине 19 века. Началось планомерное изучение первичного (горизонтального залегания), складчатых и разрывных структур. Одновременно проводились исследования, в том числе и экспериментальные процессов деформации. В конце 19 века было установлено, что главнейшим внутренним процессом, которое приводит к изменению формы тела без разрыва его сплошности, является пластическое течение. Большой объем полевых наблюдений практически одновременно привел к зарождению собственно структурной геологии в 19 в. в Канаде и США (Ч. P. Ван Хайз, Ч. Лизе, Б. и Р. Уиллисы - тектонические разрывы, складки, кливаж), в России (Н. А. Головкинский - образование слоев на Восточно - Европейской платформе: А. П. Карпинский, В. А. Обручев - строение рудных месторождений Алтая, Саян, Урала); в Западной Европе (А. Гейм, М. Бертран, Э. Арган - складки и надвиги Альп). В это же время стали проводиться первые мировые геологические конгрессы. Одним из основных достижений, полученным в процессе работы этих конгрессов, была 5 принятая к использованию всего мирового геологического сообщества геохронологическая шкала. На одном из них было принято решение о создании единой геологической карты Европы. В России в этот момент (1882) был сформирован Геологический комитет, который взял на себя ответственность представления геологических данных для включения их в сводную геологическую карту Европы. В результате деятельности комитета была опубликована первая геологическая карта Европейской России (редактор А.П. Карпинский, 1892). Значительный вклад в развитие структурной геологии внесли советские геологи (Н. С. Шатский, А. Л. Яншин - платформы; И. М. Губкин - нефтеносные структуры; В. В. Белоусов - роль радиальных тектонических сил; А. В. Пейве, В. Е. Хаин - глубинные разломы, горизонтальные движения при образовании складок и разрывов). Современная структурная геология имеет большую самостоятельность в системе геологических знаний. Она использует материалы регионального и локального геологического картирования, классические и новейшие достижения физики. Одновременно структурная геология глубже проникает в детали разнопорядковых тектонических структур, механизм (кинематику и динамику) их образования. 1.2. Общие понятия и классификация структур и структурных. Определение понятий: "структура" Структура (вообще)– множество элементов находящихся в данном отношении друг к другу. Под термином "структура" в структурной геологии понимаются пространственное расположение горных пород и нарушения их залегания, возникшие главным образом в результате тектонических движений. "форма залегания горных пород" - морфология данной массы горной породы и взаимоотношения его как геологического тела с окружающими породами. О форме геологических тел можно судить по минеральному составу и структуре "геологические структуры" - форма обособившихся масс горных пород. Форма тела определяется наблюдением проекции тела горной породы на поверхность Земли по ограничению и отношению к окружающим породам, а также по расположению его отдельных частей по отношению друг к другу и ко всей массе в целом. (Розенбуш,1934). ИТАК: Предмет исследований Структурной геологии - это геологические тела (формы горных пород) - структурные формы, или просто структуры. Их морфологическая и генетическая классификации. Морфология. По размеру-микро, макро, мега, глобальные; По форме: объемные - плоские, линейные- изометричные Первичные и вторичные формы залегания. Общие понятия о деформациях и деформационных структурах и структурных формах. Первичные – не нарушенные, Вторичные - нарушенные образованные за счет этих деформаций- экзогенных и эндогенных. Отсюда деформационные формы Способы изображения структурных форм - геологические карты, геологические разрезы, блок-диаграммы и т.д. Первый способ – распознавание и описание реальных образованных породами структур (складки, разрывы, трещины). Их положение в пространстве картируется, 6 описывается (карты, разрезы, блок-диаграммы, фото.). Этот способ чаще используется во всех отраслях геологии. Второй - рассматривает геометрию структурных форм на статистической основе. Положение этих элементов наносится на диаграмму для выяснения статистической их группировки, положения по отношению к географическим координатам (структурный рисунок, узор – розы диаграммы трещиноватости и т.п.). Полученные этим способом графические материалы обычно применяются при проведении специальных научнотематических исследований. 1.3. Геологическая графика – виды, требования к оформлению Геологическая графика включает геологические карты разного содержания (карты фактического материала, геологические, четвертичных отложений, тектонические и т.д.), материалы аэрокосмосъемок (МАКС), топографические карты и схемы, стратиграфические колонки, геологические разрезы, легенды, планы и схемы, блок-диаграммы и т.д. Геологическая карта - графическая модель геологического строения определенной территории (участка земной коры), изображенная на топографической или географической основе. Топографическая и географическая основы необходимы для привязки геологических наблюдений к рельефу местности. Топографической основой служат разгруженные топографические карты с изображением рельефа в виде горизонталей. Топографическая основа применяется для крупно-, средне- и (реже) для мелкомасштабных геологических карт. Сечение горизонталей различно для разных масштабов и разных орографических областей. Географической основой называют разгруженную географическую карту или выкопировку из топографической карты, на которой нет горизонталей рельефа, но показаны речная сеть, береговые очертания морей, озер, водохранилищ, а также высотные отметки отдельных вершин. Она применяется для обзорных или мелкомасштабных карт, изредка для крупно- и среднемасштабных геологических схем и планов. Геологические карты составляются при завершении любой стадии геологических исследований и служат основным документом для планирования дальнейших геологосъемочных, прогнозно-поисковых, геологоразведочных, инженерногеологических и эксплуатационных работ. Геологические карты подразделяются по масштабу (табл.1.1), содержанию и назначению. При этом виды карт по назначению коррелируются с видами карт по масштабу. Таблица 1.1 Виды геологических карт по масштабу Карты Обзорные Мелкомас-штабные Среднемас-штабные Крупномас-штабные Детальные Масштабы Численный 1:45 000 000 1:15 000 000 1:10 000 000 1:7 500 000 1:5 000 000 1:2 500 000 1:1 500 000 1:1000000 1:500000 1:200000 1:100000 1:50000 1:25000 1:10000 1:5000 1:2000 Натуральный В 1 см 450 км В 1 см 150 км В 1 см 100 км В 1 см 75 км В 1 см 50 км В 1 см 25 км В 1 см 15 км В 1 см 10 км В 1 см 5 км В 1 см 2 км В 1 см 1 км В 1 см 500 м В 1см 250 м В 1см 100 м В 1 см 50 м В 1 см 20 м 7 Именованный Сорокапятимиллионный Пятнадцатимиллионный Десятимиллионный Семи с половиной миллионный Пятимиллионный Двух с половиной миллионный Полуторамиллионный Миллионный Пятисоттысячный Двухсоттысячный Стотысячный Пятидесятитысячный Двадцатипятитысячный Десятитысячный Пятитысячный Двухтысячный 1:1000 1:500 В 1 см 10 м В 1 см 5 м Тысячный Пятисотый Карты масштаба мельче 1:1000000 называются обзорными, составляются на географической основе и дают общее представление о геологическом строении крупных регионов (Сибири, Приморья и т. д.), континентов, государств и в целом планеты. Мелкомасштабные карты составляются на географической основе, дают представление о геологическом строении и характере размещения полезных ископаемых в пределах планшетов масштаба 1:1000000-1:500000. Такие карты предназначены для перспективного планирования геологосъемочных работ (ГСР) среднего масштаба и предварительной оценки перспектив районов на полезные ископаемые. Среднемасштабные карты являются государственными, составляются на топографической основе, отражают геологическое строение основных горнорудных районов и предназначены для проектирования крупномасштабных геологосъемочных работ с общими поисками. Среднемасштабные ГСР в основном проводятся в масштабе 1:200000, но для регионов со сложным геологическим строением предусматривается составление карт масштаба 1:100000. Крупномасштабные карты составляются на топографической основе только для перспективных площадей – рудных районов, известных месторождений, горных отводов действующих добычных предприятий и площадей, предназначенных для промышленного освоения (строительство предприятий, автодорог, ЛЭП, нефте- и газопроводов). Крупномасштабные карты являются базовыми для проектирования поисковых работ на перспективных площадях. Крупномасштабные ГСР в основном проводятся в масштабе 1:50000, но для регионов со сложным геологическим строением предусматривается составление карт масштаба 1:25000. Детальные геологические карты масштаба 1:10000, 1:5000 и 1:2000 составляются на топографической основе в пределах известных месторождений с целью расшифровки структуры рудных полей и узлов, морфологии и условий залегания тел полезных ископаемых. Детальные карты служат основой для проектирования разведочных и эксплуатационных работ. Совмещение на одной карте всех данных о геологии района (стратиграфии, тектоники, геоморфологии и т.д.) приводит к большой ее перегрузке, карта становится трудно читаемой. Поэтому для одного района съемки составляется несколько различных по содержанию карт, освещающих отдельные стороны его геологического строения и геологической истории. В этой связи геологические карты делятся на 2 группы – обязательные и вспомогательные. К обязательным относят карты фактического материала, собственно геологические карты, карты закономерностей размещения полезных ископаемых и прогнозные карты. Они составляются при любых ГСР. К вспомогательным относят специальные карты – геофизические, геохимические, тектонические, гидрогеологические, геоморфологические, карты четвертичных отложений. Они составляются только в том случае, если предусматриваются проектом. Такие карты отражают результаты исследования специальными методами (геофизические, геохимические и т.д.) либо более детально раскрывают отдельные стороны геологического строения площади съемки (тектоника, геоморфология и т.д.). Основной картой из серии обязательных является геологическая, наиболее полно отражающая геологию района съемки и являющаяся основой для составления специальных карт. Она составляется на географической или топографической основе в зависимости от масштаба и вида съемки. 8 На обязательной геологической карте показываются общие, региональные, местные и вспомогательные стратиграфические подразделения, нестратифицированные (магматические, метаморфические, метасоматические) геологические тела, разрывные нарушения, плоскостные и линейные структурные элементы, отдельные буровые скважины и приводятся некоторые другие данные географо-экономического характера. Возраст стратиграфических подразделений отображается цветом и индексом, а состав – крапом в соответствии с действующей инструкцией и стратиграфической шкалой. Существует единая общепринятая шкала цветовых обозначений стратиграфических подразделений: докембрий нерасчлененный (ДоЄ) – розовый, архейская акротема (AR) – темно-розовый, протерозойская акротема (PR) – светло-розовый, кембрийская система (Є) – голубовато-зеленый, ордовикская система (O) – темный серо-зеленый, силурийская система (S) - светлый серо-зеленый, девонская система (D) – коричневый, каменноугольная система (C) – серый, пермская система (P) – темно-оранжевый, триасовая система (T) – фиолетовый, юрская система (J) – синий, меловая система (K) – зеленый (цвет молодой зелени), палеогеновая система (P) – светло-оранжевый, неогеновая система (N) – светло-желтый (лимонный), четвертичная (антропогеновая) система (Q) – бледные цвета сероватых, желтоватых или зеленоватых оттенков. Отделы в системах различаются по густоте окраски: более древние окрашиваются в темные тона, молодые – в светлые. На детальных картах допускается произвольная раскраска, хотя желательно также придерживаться общепринятой шкалы. Возрастной индекс слоистых образований состоит из заглавной буквы системы и индексов отдела, яруса или свиты. Отделы обозначаются арабскими цифрами справа (внизу) от индекса системы (например, К1 – нижний отдел меловой системы). Ярусы и свиты обозначаются начальными прописными латинскими буквами названий ярусов или свит (например, D3fm – фаменский ярус верхнего отдела девонской системы, Rus – усольская свита рифея). Состав слоистых пород отражается штриховкой и крапом в стратиграфической колонке и в условных обозначениях (легенде), а на картах показывается лишь в исключительных случаях – для выделения континентальных отложений, вулканогенных образований, угленосных осадков и в некоторых других случаях. Примеры штриховки и крапа наиболее часто встречаемых типов пород приведены в действующих инструкциях. Возрастной индекс интрузивных пород включает заглавную букву периода формирования этих интрузий. Состав интрузивных пород обозначается цветом и греческими буквами перед возрастным индексом интрузии: кислые интрузивные породы (γК - граниты мелового возраста) показываются красным цветом, средние интрузивные породы (δР - диориты пермского возраста) малиновым, щелочные (ξК - сиениты мелового возраста) – оранжевым, основные (γР – габбро пермского возраста) – густо-зеленым, ультраосновные (σР - пироксениты, дуниты, перидотиты пермского возраста) – густо-фиолетовым. Если интрузия многофазная, то разные фазы обозначаются арабскими цифрами справа от буквенного индекса породы (например, γ1К – первая фаза гранитов мелового возраста). 9 Оформление геологической карты проводится в соответствии с требованиями "Инструкций..." [3,4] как к порядку расположения на листе геологической графики карт и сопровождающих их условных обозначений (легенды), геологического разреза и зарамочных подписей, так и к содержанию этих элементов. Для усвоения и закрепления этих требований студенты должны составить макет геологической карты и легенды к ней. Макет включает схему расположения на листе геологической карты и сопровождающих ее условных обозначений (легенды), стратиграфической колонки, геологического разреза и зарамочных подписей. Он составляется на отдельном листе формата А 4. Макет листа карты, отражающий схему расположения графических материалов, приведен на рис.1.1. Зарамочные подписи выполняются стандартным шрифтом с соблюдением определенных расстояний между отдельными элементами макета и включают: название карты, состоящее из указания вида карты (геологическая, карта фактического материала и т.д.), географического названия района (а для государственной геологической карты - номенклатуры листа) и численного масштаба; год составления над левым верхним углом рамки карты; гриф карты и номер листа (если карта составлена по группе листов) - над правым верхним углом рамки; натуральный и линейный масштабы, а также сечение горизонталей - под картой в центральной части; название организации, в которой составлена карта, и фамилия автора - под левым нижним углом карты; данные о редактировании (включая фамилии редакторов), утверждении и издании (включая название издательства, номер заказа, тираж, дату подписи к печати) - под правым нижним углом карты. 10 10 ГЕОЛОГИЧЕСКАЯ КАРТА 5 …….46……. Бассейна р.Кучелги СТРАТИГРАФИЧЕСКАЯ КОЛОНКА 7 5 Масштаб 1:50000 Год составления УСЛОВНЫЕ ОБОЗНАЧЕНИЯ 5 24 9 36 19 11 500 1:50000 В 1 сантиметре 500 м 0 500 1000 1500 2000м Сплошные горизонтали проведены через 25 м Разрез по линии АБ А Б Рис.1.1. Схема расположения материалов на листе геологической карты …………42………….. Авторы карты Условные обозначения (или легенда) геологической карты включает весь перечень условных знаков, использованных на данной карте для изображения особенностей геологического строения. По действующей инструкции легенда состоит из двух частей: – в первой приводится геохронологическая шкала всего интервала времени формирования геологических образований, изображенных на геологической карте участка земной коры, в соответствии с которой показывается возрастная последовательность формирования как слоистых осадочных, вулканогенных и метаморфических толщ, так и интрузивных комплексов; – вторая содержит знаки, отражающие состав пород и тектонические элементы (элементы залегания, разрывные нарушения и пр.). Линия геологического разреза выбирается таким образом, чтобы она пересекала все разновозрастные геологические тела, давая возможность показать их взаимоотношения друг с другом. При горизонтальном залегании пород она должна проходить через точки рельефа с максимальными и минимальными отметками высот. При наклонном залегании пород линии разрезов чаще выбирают вкрест простирания слоистости, чтобы меньше искажать наклон слоев. При складчатом залегании линии разрезов обычно выбирают вкрест простирания осей складок, чтобы лучше отразить форму складок и падение их крыльев и осевых поверхностей. Линии разрезов могут быть прямыми и ломаными. Концы и перегибы ломаной линии обозначаются заглавными буквами с запада на восток (или с юга на север). На разрезе должны быть показаны гипсометрический профиль рельефа местности, линия уровня моря, шкала вертикального масштаба с делениями через 0,5 см и подписями через 1 см (на обоих концах разреза), буквенные обозначения, географические ориентиры (реки, вершины гор и т.д.). Горизонтальный и вертикальный масштабы должны соответствовать масштабу карты. Увеличение вертикального масштаба (не более чем в 5-10 раз) допускается в случае, если слои с минимальной мощностью изображаются в разрезе полосой, ширина которой менее 2 мм. Под разрезом указывается его масштаб одной строкой при едином масштабе карты и разреза (Масштабы: горизонтальный и вертикальный 1:50000) или двумя строками - при разных масштабах карты и разреза: Масштабы: ГОРИЗОНТАЛЬНЫЙ 1:50000 вертикальный 1:5000 Над разрезом приводится его название; чаще в названии указывается лишь номер разреза, индекс линии разреза по конечным буквам (если разрез по прямой линии) или по конечным буквам и по буквам в местах перегиба (если разрез по ломаной линии). Например: Разрез по линии АБ или Разрез по линии АБВГД. Лекция 2. Седиментогенные структуры Понятие о седиментогенных структурах, их виды (слоистость, стратиграфические несогласия). Формы залегания осадочных толщ, строение слоистых толщ, горизонтально-слоистые структуры, ненарушенное залегание, согласное и несогласное залегание. Типы несогласий. 2.1.Слоистость - как первичная текстура осадочных пород. 12 Слой - более или менее однородный первично обособленный осадок (или горная порода), ограниченный поверхностями наслоения. Слова «слой» и «пласт» часто употребляются в геологии как синонимы. Пласт чаще употребляют для обозначения слоя, содержащего полезное ископаемое – угольный пласт и т.д. Однородность слоя может быть выражена в составе, окраске, текстурных признаках, присутствии одинаковых включений и окаменелостей. Слоистость - чередование слоев. Изучение слоистости позволяет решать вопросы литологии, стратиграфии, инженерной геологии, тектоники; позволяет составлять стратиграфические колонки, определять амплитуду и направление вертикальных движений земной коры, вести поиски и определять положение водоносных горизонтов, рудных залежей, скоплений нефти, газа и др. Элементы слоя - кровля, подошва, мощность, ширина выхода слоя на поверхность. Слой ограничен поверхностями наслоения. Верхняя из них называется кровлей, нижняя – подошвой (рис. 2.1.1.). Расстояние от подошвы до кровли слоя составляет его мощность. Различают два вида мощности: истинную и видимую. кровля mи Рис. 2.1.1. Элементы слоя и виды мощности слоя (пласта). mн mв Мощность: mи – истинная, mв – видимая, mн – неполная. mн подошва Истинной мощностью называется кратчайшее расстояние между подошвой и кровлей слоя. Любое другое расстояние между подошвой и кровлей называется видимой мощностью. В случае невозможности прослеживания в обнажении обеих границ ограничивающих слой проводят замер неполной мощности слоя по перпендикуляру от подошвы (кровли) до любой доступной для наблюдения точки слоя. Мощность слоя зависит от: интенсивности движений среды, в которой накапливался слой, количества материала, поступающего в область осадконакопления. В зависимости от мощности выделяются слоистость – крупная (m = десятки см до метров), мелкая – (m =первые см), тонкая – (m =мм), микрослоистость – видна только под микроскопом. Морфологические разновидности слоев - линзы, прослои, слойки. Существуют морфологические разновидности слоев: 13 прослой (пропласток) – слой или пласт небольшой толщины, залегающий внутри или на границе однородного пласта или слоя и играющий подчиненную роль в сложении всего данного слоистого комплекса; линза – тело, быстро выклинивающиеся по наибольшему размеру во всех направлениях; слоек (слойки) – тонкая, наклонная линзовидная часть косой серии, являющейся составным элементом косослоистого пласта. С последним термином тесно связан термин «слойчатость» которым описывают внутреннее строение неоднородного слоя. Границы слоев, их типы. Границы между слоями могут быть с перерывом или без перерыва, резко контрастными или нерезкими (постепенными). Среди нерезких границ отмечают нерезкие с чередованием. Встречаются безраздельно-слоистые слои; в них наблюдаемые поверхности разделов прослеживаются нечетко. Слой в этом случае постепенно переходит в другой, часто такой тип слоистости называют «слепой». При изучении залегания и формы слоев обращают внимание на исчезновение слоев, характер их границ по простиранию. Оно может быть выклиниванием, расщеплением и выклиниванием, срезанием в результате размыва, исчезновением пластовых поверхностей (изменение литологического состава слоя). Выклинивание слоев. Каждый слой выклинивания: выклинивается по краям. Различают несколько типов Первичные: Выклинивание в местах прекращения осадконакопления, например, на краю бассейна; Фациальное выклинивание; Вторичные: Выклинивание, сформированное в результате размыва после или одновременного с осадкообразованием; Тектоническое выклинивание. Морфологические и генетические типы слоистости, условия их образования и значение для структурного анализа. Изучение типов слоистости позволяет реконструировать геодинамические условия того времени, когда эти осадки формировались, определить направление сноса и условия, характер среды осадконакопления. 14 Рис. 2.1.2. Генетические типы слоистости. а – градационная; б – седементационная; в – косая; г – турбидидная; д – оползневая; е - взламывания а б в г д е Слои могут быть разной мощности и формы, которые отражают характер движения той среды, в которой происходит накопление осадка. В зависимости от строения поверхностей напластования выделяются несколько форм слоистости (морфологические типы): параллельная – поверхности наслоения по строению близки к плоскостям. Такой вид слоистости свидетельствует об относительной неподвижности и покое среды. Такие условия возникают в озерах и морях ниже уровня действия волн. Параллельная слоистость имеет разновидности – полосовидная, прерывистая, ленточная. волнистая – имеет волнисто-изогнутые поверхности наслоения. Формируется при движения, имеющих периодическую смену или повторяемость в своем направлении (отливно - приливные течения, волнения в прибрежных мелководных частях моря). косая – слоистость с прямолинейными и криволинейными поверхностями наслоения, под разными углами которых внутри слоя располагается мелкая слойчатость. Образуется в среде однонаправленного движения (река, морское течение, поток движения воздуха). линзовидная – характеризуется разнообразием форм и изменчивостью отдельных слоев. Для нее характерно выклинивание слое, что приводит к образованию линз. Образуется при быстром и изменчивом течении водной или воздушной среды (речные потоки, приливно-отливные потоки). Иногда такая слоистость связана с размывом ранее отложенного материала или с неровностями дна. Мелкая линзовидная слоистость может образоваться в спокойном водоеме при периодическом привносе в него более грубозернистого материала. Образование слоистости связано с действием многих процессов (действие водной, воздушной среды; движение в среде осадконакопления - спокойное, направленное, вихревое; воздействие сил гравитации; положение поверхности осадконакопления; химическое состояние среды и др.), которые могут действовать одновременно или отдельно, на значительных пространствах и на ограниченных. 15 Это разнообразие также формирует разные типы слоистости (генетические типы): градационная – возникает в водной среде и выражена в последовательной смене в вертикальном разрезе слоев с уменьшающейся или увеличивающейся размерностью терригенного материала (рис. 2.1.2.); седиментационная – возникает в спокойном состоянии водной среды, при накоплении осадков ниже уровня действия волн – накапливаются тонкомелкообломочный материал и (или) происходит отложение хемогенных осадков. Для нее характерно выдержанное параллельное положение поверхностей наслоения. косая – образуется при направленном движении среды (рис. 2.1.2.; 2.1.3.), различают косую слоистость речных потоков, дельт, морскую, мелководья, эоловую. При изучении косослоистого пласта отмечают мощность косых серий, форму или характер слойков (прямолинейные, вогнутые вниз или вверх, волнистые), степень параллельности в одной серии, направление и гол наклона слойков. Направление наклона слойков позволяет определять условия образования осадков и иногда, направление сноса материала. сложная слоистость – как результат сочетания: параллельных и косых серий с разными углами и направлениями наклона слойков; волнистых серий, срезывающих друг друга в различных направлениях (перекрестная слоистость); волнистых и косых серий; сочетания всех простых форм слоистости. турбидидная – образуется в пределах действия морских придонных и мутьевых потоков, вызывающих появление крупнообломочного материала на больших глубинах вдали от прибрежных зон (крупные течения типа Гольфстрим, места впадения в море крупных рек). Для нее характерно плохая сортированность – песок, галька, небольшие валуны; поверхности наслоения неровные, получившие название турбидидов. На морском дне мутьевые потоки могут вызывать формирование оползней и наоборот оползни, особенно вызванные землетрясениями, могут быть причиной появления мутьевых потоков. В таком случае образуются авто брекчии, авто конгломераты, содержащие угловатые обломки пород того же состава, что и цементирующие осадки. слоистость подводных оползней – связана с нарушением гравитационной устойчивости. Образуются глинистые массы с брекчиевидной текстурой, насыщенные обломками разной величины и состава. Масса с основой из мелкообломочного терригенного материала, накапливающегося в результате обычной седиментации, в который включены обвальные и перемещенные в результате оползания по морскому дну образования, получила название (Флоренс) олистостромы, а крупные глыбы (более 5 м в поперечнике) в нем – олистолиты от греческих слов “olistomai” - ползти, “stroma” - ложе, “litos” - камень. слоистость взламывания – свойственна толщам, накапливающимся на относительно крутых участках морского дна (более 2-3°). Здесь ранее выпавший осадок небольшой мощности, но с повышенной твердостью и хрупкостью (кремнистые известняки, яшмы, пески с карбонатным цементом, кремнистые глины) могут оползать и при этом ломаться, дробиться, крошиться. При непрерывном осадконакоплении обломки оказываются в глинистой, карбонатной или иной массе и придают породам вид брекчий. 16 Рис. 2.1.3 косая – слоистость Строение поверхностей напластования. Существуют некоторые особенности в строении поверхностей напластования, которые также позволяют выяснить происхождение и условия залегания складчатых толщ. К ним относятся: знаки ряби – выделяют: ветровую рябь – которая имеет относительно крупные размеры и дугообразное расположение валиков в плане. Более грубозернистые осадки сосредотачиваются на гребнях ветровой ряби; рябь течения – для нее характерны более мелкие валики с резко выраженными гребнями. Валики ориентированы поперек или вдоль течения и характеризуются чешуйчато0черепичным расположением в плане; Рис. 2.1. 4. Примеры знаков ряби в осадочных породах рябь волнения -–имеет наименьшие размеры и асимметричное расположение валиков, с более крутыми склонами, обращенными к берегу. Более грубый материал осадка в ряби, сформированной в водной среде, накапливается во впадинах между валиками. Знаки ряби развиваются только на верхней поверхности слоя, чем они отличается от волнистой слоистости или плойчатости, проявляющихся по всей толщине слоя или пласта. 17 Первичные трещины – большая их часть является трещинами высыхания, реже встречаются подводные (возникают в результате коллоидного старения и свертывания донных илов, часто образуют звездчатые группы рубцов, развивающиеся не сверху , а из центральных частей слоя) и мерзлотные трещины. Они заполняются инородным материалом, образующем на поверхности напластования валики и рубцы. Следы животных – следы ползания крабов, червей. Для флишевых толщ характерны иероглифы (гиероглифы): биероглифы - это отпечатки ползания илоедов, других обитателей моря; механоироглифы – знаки течения, внедрения, следы волочения, оплывины и борозды размыва, образовавшиеся на еще не затвердевшей поверхности илистого осадка, отпечатки капель дождя, града, отпечатки любых предметов. При накоплении следующего слоя эти неровности отпечатываются и являются как бы негативом, того рисунка, который был на верхней поверхности нижележащего слоя. В отличие от других первичных неровностей они сохраняются на нижней поверхности слоев. Кроме изучения описанных деталей бывает важно отметить ориентировку обломочных зерен и первичных включений, которые позволяет определить направление сноса материала. Так наклон галек в речном потоке направлен против течения, навстречу косой слоистости. В устьевых, дельтовых осадках и на побережье водоемов наклон галек и косой слоистости обычно совпадает с направлением течения. Фациальный анализ Работы Н.А. Головкинского и А.А. Иностранцева Головкинский Н.А. (1869) один из первых указал на образование слоистости в зависимости от тектонических движений и перемещения береговой линии и обусловленной ими миграцией фаций. Фация – совокупность литологических и палеонтологических особенностей осадка (породы), указывающая на физикогеографическую обстановку их накопления. Непосредственно у берега отлагаются терригенные, грубозернистые осадки (галечники, грубозернистые пески). Несколько дальше отлагаются пески, илы, глинистые породы. Органические и хемогенные осадки накапливаются на значительном удалении от берега (Рис. 2.1.5.). Исключения отложения рифов. Частая смена литологии пород зависит от тектонических движений, в зависимости от которых происходит перемещение береговой линии. В зависимости от этого происходит перемещение в пространстве зон осадков разного состава (фациальных зон). Несколько позднее (1872) А.А. Иностранцев сделал вывод о том, что образование раздела между слоями связано с резким вертикальным перемещением (скачком), после чего следует этап тектонического покоя, в течении которого отлагается многофациальный слой. Оба исследователя пришли к мнению о закономерной связи между сменой фациально-литологического состава осадков в плане и в вертикальном разрезе: То, что мы видим вертикально напластованным, должно являться нам с тем же характером в горизонтальном направлении и обратно – закон Головкинского - Иностранцева - Вальтера (1893) Взаимоотношение слоистых толщ: трансгрессивное, ингрессивное, регрессивное и миграционное. Трансгрессивное - формируется при наступлении морского бассейна, характеризуется постепенной сменой грубозернистых осадков более тонкозернистыми, затем хемогенными, органогенными. В плане для трансгрессивных серий характерно 18 то, что более древние слои всегда занимают меньшее положение, чем последующие молодые слои. Ингрессивное – начальная стадия формирования трансгрессивного комплекса, особенность которой состоит в том, что она соответствует затоплению пониженных участков рельефа, прежде всего речных долин. Ингрессивно залегающие слои приурочены к нижним частям трангрессивно залегающих толщ. По мере наступления моря такое залегание в вышележащих толщах сменяется нормальным трансгрессивным. Регрессивное – образуется при отступлении моря; отличается по обратному порядку литологической смены осадков в разрезе. В плане для регрессивных серий характерно постепенное сокращение площади, занимаемой более молодыми слоями. Миграционное (смещенное) – характеризуется последовательным смещением (миграцией) области осадконакопления в одном направлении. Таким комплексам свойственна резкоая асимметрия в строении с неравномерным распределением мощностей, состава осадков и выдержанным наклонов в одном направлении отдельных его слоев. Условия формирования мощностей отложений. Большие мощности осадков могут накопиться: в результате длительного существования бассейна осадконакопления и достаточного поступления материала для осаждения (постепенное заполнение объема бассейна осадконакопления); при длительном прогибании дна бассейна и компенсировании величины прогибания отложением осадков; при колебательных движениях дна бассейна, но с обязательным условием, что общая сумма отрицательных движений больше, чем положительных (поднятий). Общие и местные стратиграфические подразделения. Подразделения общей стратиграфической (принятой во всем мире) шкалыслои горных пород накопленные в течении определенного времени: эонотема - осадки накопленные в течении эона, эратема - осадки накопленные в течении эры, система - осадки накопленные в течении периода, отдел - осадки накопленные в течении эпохи, ярус - осадки накопленные в течении века. Эон, эра, период, эпоха, век – подразделения геохронологической шкалы – отрезки геологического времени Местные стратиграфические подразделения (принятые для стратиграфического разделения осадков в конкретной местности, регионе): Толща – комплекс слоев или один значительный по мощности слой осадочных или вулканогенных пород. Называют в соответствии с составом – красноцветная, глинистая и. т.д. Свита – комплекс пород, образовавшихся в пределах одного участка (региона) в определенных условиях и занимающая определенное стратиграфическое положение. Может быть сложена осадочными, вулканическими, метаморфическими породами. 19 Серия – совокупность слоев более крупная по мощности, чем свита. Преимущественно используется для метаморфических пород. Для осадочных и вулканогенных пород целесообразно употреблять в этом случае термин «комплекс». Рис. 2.2.1. Горизонтально залегающая толща осадочных пород 2.2. Горизонтально-слоистые структуры осадочных пород. Горизонтальное залегание слоев - основный тип первичной геологической структуры осадочных образований. Определение и признаки горизонтально-слоистой структуры на картах и в разрезах. Горизонтальное залегание слоев характеризуется общим горизонтальным или близким к нему расположением поверхностей напластования. Основные признаки горизонтально слоистого залегания пород: параллельность геологических границ горизонталям рельефа; Если топографическая основа отсутствует, то (при достаточно расчлененном рельефе) геологические границы обрисовывают (повторяют) очертания основных элементов рельефа и соответствуют изображению изогипс рельефа, которые можно было бы представить для данной карты. абсолютные высоты границ между слоями приблизительно одинаковы для всей территории распространения горизонтально залегающих слоев. Причины, вызывающие отклонения от горизонтального залегания. 20 Идеально горизонтально залегающих слоев не встречаются, уже в процессе осадконакопления образующиеся слои приобретают некоторый наклон (первичный). Образование первичных наклонов также может быть связано с неравномерным уплотнением осадков при диагенезе и неровностями поверхностей несогласия. Если образовавшиеся слои в дальнейшем вовлечены в тектонические процессы они приобретают вторичный наклон, и (или) даже участвуют в складкообразовании. Измерение мощности слоя. Мощность пластов определяется как разность абсолютных отметок подошвы и кровли пласта. Если неизвестны отметки какой-либо поверхности пласта (подошвы или кровли), т.е. для самых молодых и самых древних пластов или для частично размытых (базальные горизонты), то определяется лишь видимая, а не полная истинная мощность. При этом истинная мощность должна быть больше видимой, что и отражается в стратиграфической колонке соответствующим знаком (>). Зависимость ширины выхода горизонтального слоя от его мощности и крутизны рельефа. Ширина выхода горизонтально залегающего слоя, прежде всего, зависит от его мощности. Наиболее широкий выход, при прочих равных условиях имеют пласты большой мощности. Крутизна склонов рельефа также влияет на ширину выхода горизонтально залегающего слоя: при пологих склонах видимая мощности будет больше истинной, но на небольшую величину mв1> mи; при крутых, практически вертикальных склонах – видимая мощность будет практически равна истинной mв2 ≈ mи; при пологих склонах величина видимой мощности будет во много раз превосходить значение мощности истинной mв3>> mи; данное обстоятельство приводит к тому что при пологом, слаборасчлененном рельефе даже незначительные по мощности горизонтально залегающие слои занимаю большие площади. Определение возраста горизонтально залегающих слоев. Относительный возраст пород определяется по высотным отметкам их выходов, а биостратиграфический возраст - с учетом данных об остатках фауны, если они имеются. Так как при горизонтальном залегании слои сохраняются в разрезе в том порядке, в каком они отлагались в бассейне осадконакопления: наиболее молодые слои занимают максимальные абсолютные отметки рельефа (водоразделы, вершины), а наиболее древние слои имеют минимальные абсолютные отметки и формируют пониженные части рельефа данной местности (днища долин, балок, оврагов). Изображение горизонтально залегающих слоев на геологических картах. Построение стратиграфической колонки, проектного разреза по скважине при горизонтальном залегании слоев. 21 При изображении горизонтально залегающих слоев на геологической карте необходимо знать абсолютные отметки границ между слоями и установить их положение этих границ на местности. В дальнейшем, найдя соответствующие пункты на карте, границы проводятся параллельно горизонталям рельефа; при совпадении абсолютной отметки какой либо границы с величиной горизонтали – они совпадут. На картах с изображением крутых, обрывистых склонов ширина выхода слоев на поверхность на месте обрывов резко сокращается, а при вертикальных обрывах превращается в линию. В этом случае несколько стратиграфических горизонтов или слоев сольются в одну линию, и расшифровка геологии такого участка становится невозможной. Поэтому на таких участках слои указываются полосками шириной не менее 1 мм. Для придания слоям необходимой ширины на карте они могут быть несколько сдвинуты с пунктов выхода на поверхность. Рис. 2.2.1. Геологические карты горизонтально-слоистых структур осадочных пород. 22 Построение стратиграфической колонки Стратиграфическая колонка (рис. 2.2.2.) составляется в соответствии с требованиями инструкции. 23 Описание разреза проводится послойно – снизу вверх: от наиболее древних слоев к молодым. Начинается описание с указания возраста пород, принимающих участие в разрезе. Описание пород каждой эратемы, системы, отдела и яруса дается с новой строки и включает характеристику состава пород, наличия фауны и флоры, характера залегания (согласно или несогласно) на более древних породах и мощности. Если на карте выделяется несколько тектонических блоков, разделенных разрывными нарушениями, сначала составляются локальные стратиграфические колонки по каждому блоку, затем проводится их корреляция, на основе которой составляется сводная стратиграфическая колонка для всей территории (Рис. 2.2.3.). Рис.2.2.3. Корреляция локальных стратиграфических колонок и составление сводной стратиграфической колонки. Для составления геологического разреза проводится линия АБ от рамки до рамки карты таким образом, чтобы в разрез попали все выходящие на поверхность слои, т.е. через вершины с максимальными отметками и через долины рек с минимальными отметками рельефа. Вначале строится топографический профиль по линии разреза. На профиль выносится точка пересечения линии разреза с линией сброса, который показывается на разрезе жирной линией ниже профиля рельефа. В той части карты, для которой даны исходные разрезы по скважинам, геологические границы пластов разного возраста отстраиваются по их абсолютным отметкам, определенным ранее. Они проводятся горизонтальными линиями в соответствии с отметками ниже профиля рельефа. Для определения последовательности залегания исходных пород необходимо определить абсолютные отметки подошвы и кровли пластов разных пород и расположить пласты в порядке увеличения высотных интервалов их залегания. Если на карте имеются разрывные нарушения, то абсолютные отметки геологических границ определяются с учетом амплитуды опускания или поднятия блоков по разлому. Абсолютные отметки однотипных границ пластов в поднятых блоках будут больше, а в опущенных - меньше на величину амплитуды смещения. 24 Проектный разрез по указанной скважине строится с учетом абсолютных отметок геологических границ в данном блоке. Она изображается в виде упрощенной колонки, в которой указываются абсолютные отметки и глубина пересечения геологических границ, а также мощность пересекаемых скважиной пластов и их индексы. Пример проектного разреза по скважине приведен на рис.2.2.4. Глубина проектной скважины принимается такой, чтобы она пересекла наиболее древние породы изученного разреза. Рис.2.2.4. Проектный разрез по скважине 2.3. Типы несогласий. Общая характеристика первичного, ненарушенного и нарушенного залегания слоев. Нормальное и опрокинутое залегание. Основная часть осадков накапливается в водоемах, где угол наклона поверхностей напластования <1°. Их залегание почти горизонтально (первичное). Исключения участки подводных склонов. Длительное накопление приводит к еще большему сглаживанию. При накоплении на суше осадки постепенно выравнивают поверхность земли, а нижняя граница повторяет первоначальные контуры рельефа. Первичное залегание сохраняется редко. Оно нарушается последующими тектоническими движениями, которые формируют наклонное, складчатое – вторичное залегание. Первичное залегание пластов, когда слои более древние лежат под молодыми в нижних частях разреза принято называть нормальным; залегание, которое образуется при формировании сложных складок, разломов называют опрокинутым, ненормальным. В последнем случае геологам приходиться восстанавливать нормальную стратиграфическую последовательность и определять относительный возраст всех слоев геологического разреза. 25 Определение верхней и нижней стороны пласта важно в тех ситуациях, когда мы встречаемся с сильно нарушенным залеганием (перевернутом, опрокинутым и т.п.). Определить положение слоя - нормальное или опрокинутое залегание позволяет: наблюдение за характером слоистости (градационная – более грубозернистый материал должен быть внизу); изучение поверхностей напластования - знаков ряби, иероглифов; изучение форм пустот в вулканических толщах - менее деформированные пустоты тяготеют к кровле покрова, а деформированные, сплюснутые наблюдаются, как правило у подошвы слоя. Согласное и несогласное залегание. Типы несогласного залегания. Возможны два случая соотношений между породами, слагающими слоистые толщи: согласное и несогласное. При согласном каждый вышележащий слой или комплекс слоев без перерывов в накоплении осадков налегает на подстилающие породы. При не согласном – между вышележащими и подстилающими их слоями стратиграфическая последовательность нарушается и отложения тех или иных стратиграфических горизонтов в разрезе отсутствуют. Появление несогласий связано с: перерывом в осадконакоплении; тектоническими перемещениями одних толщ относительно других; В первом случае формируются стратиграфические, а во втором – тектонические несогласия. Элементы и классификация стратиграфических несогласий. По ряду признаков стратиграфические несогласия можно разделить на несколько видов. По величине угла несогласия выделяются: параллельное – выражается стратиграфическим перерывом между слоями, залегающими выше и ниже поверхности несогласия параллельно друг другу. Слои разделенные поверхностью несогласия могут как разными, так и однотипными по составу. Могут они иметь и существенные отличия в составе окаменелостей, структурно-текстурных признаках (следы выветривания, базальные конгломераты и т. п). Чаще всего образование этого типа несогласий представляет собой поверхность подводного размыва или наземной денудации угловое – выражается перерывом между слоями, имеющими различный угол наклона. Обычно оно отчетливо наблюдается в обнажениях и разрезах. Поверхность несогласия, разделяя несогласно залегающие слои, срезает под углом различные горизонты древнего (нижнего слоя) и проходит более менее параллельно границам отдельных горизонтов молодого (вышележащего) слоя. Величина угловых несогласий колеблется от 0º до 180º; (слабое до 30º; резкое более 30º) географическое несогласия – угловое несогласие с углом менее 1. Из за малого угла такое несогласие может быть установлено только при изучении обширных территорий. азимутальное – когда простирания контактирующих свит не совпадают. По отчетливости поверхности несогласия различают: явные несогласия – с отчетливо выраженной поверхностью несогласия; срытые несогласия – с неопределенным положением поверхности несогласия. По площади распространения выделяются: 26 региональные несогласия – проявляются на огромных площадях и формируются при общем для больших площадей поднятием. местные несогласия – не имеют широкого распространения и отражают движения формирование отдельных структур(например антиклинальных складок). По условиям возникновения несогласия выделяются: истинные несогласия – фиксируются перерывом в осадконакоплении (формируются в достаточно длительный отрезок времени). ложные несогласия – различные сложные, но всегда местного масштаба размывы в косослоистых сериях. внутриформационные несогласия – несогласия, возникающие в результате размыва, происходящего одновременно (сингенетично) с накоплением осадка. Образуется за счет действия донных течений (увеличение скорости потока и т.п.). В качестве разновидности внутриформационных несогласий можно выделить подводные размывы и перерывы, сформированные сильными мутьевыми потоками и придонными течениями. Пример углового несогласия в залегании осадочных толщ K1 J1 Строение поверхностей несогласия. Структуры облекания и прилегания. Поверхности несогласия может иметь разные формы. Она может быть достаточно сглаженной, но также довольно часто сохраняются резко выраженные неровности погребенного рельефа. Облекание – плащеообразныное перекрытие отлогой поверхности размыва древних пород. Особенность этой формы – прямое отражение неровностей перекрываемой толщи. 27 Прилегание - при резких очертаниях рельефа поверхности несогласия формирование осадочных пород происходит путем постепенного заполнения пониженных участков. Вдоль крутых склонов возможно два типа прилегания слоев: параллельное – при котором как размытые слои, так и вновь формирующиеся залегают параллельно; несогласное прилегание – слои вновь формирующиеся залегают на нижних с угловым несогласием. Несогласное прилегание характерно для осадков прибрежных зон и аллювиальных образований. Критерии установления стратиграфических несогласий. Для выявления стратиграфических несогласий могут быть использованы следующие признаки и критерии: характерное строение поверхностей несогласия (вымоины, выступы, карманы и т.п.); угловые несогласия между слоями различного возраста; резкий возрастной перерыв в палеонтологических остатках выше- и нижележащих слоях; резкое различие степени метаморфизма двух соприкасающихся пород, а также насыщенность их жильными образованиями; присутствие базальных конгломератов, или грубозернистых осадков базальных горизонтов в основании несогласно залегающих серии пород; Базальные конгломераты отличаются от внутриформационных очень плохой сортированностью; резкий переход от морских отложений к континентальным или наоборот; различные следы выветривания (физического, химического) сохраняющиеся на поверхностях несогласий – пустынный загар на поверхности галек, окремненная эрозионная поверхность известняков, ожелезненные зоны образовавшиеся при испарении грунтовых вод на поверхности и др. Роль тектонических движений в формировании стратиграфических несогласий. Стратиграфические несогласия фиксируют смену знака (с поднятия на опускание или наоборот) в тектонических движениях. Складкообразовательные процессы также часто приводят к формированию стратиграфических несогласий Тектонические несогласия. Тектонические несогласия формируются в результате тектонических разрывов и (или) тектонического перемещения отдельных блоков. Обязательное условие установления тектонического несогласия – изучение его природы (наличие на поверхности несогласия между толщами следов тектонического перемещения масс: систем зеркал скольжения, тектонических брекчий, зон дробления и т. п.). Лекция 3. Тектоногенные структуры Понятие о тектоногенных структурах и условиях их образования. Основные виды тектоногенных структур - складки, разломы, трещины. 28 Типы тектонических движений в земной коре. Горизонтальные, вертикальные и комбинированные движения. Медленные, быстрые, скачкообразные (сейсмогенные) движения. Интенсивные и слабые движения. 3.1.Физические основы деформации горных пород 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. 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. Физическое и математическое моделирование тектонических деформаций. Реологические модели. Раскрытию механизма различных тектонических деформаций способствует моделирование (физическое – модельные материалы – глина, парафин, желатин и др. и математическое - компьютерное) различных типов тектонических структур. Механические модели служат для описания деформаций земной коры. Реологические модели изучают свойства пород при их течении. Реология – наука о течении веществ. Данные модельных наблюдений практически не позволяют получить адекватное представление о геометрии и эволюции геологической структуры, что естественным образом приводит к подходу, основанном на масштабном моделировании Медленность осуществления деформаций в природных условиях делает невозможным их воспроизведение путем эксперимента. Поэтому при моделировании тектонофизических процессов используют "теорию подобия" (теория подобия М.В. Гзовского), которая может учесть и время, и размеры тела. Проблемами, связанными с деформациями горных пород и полями напряжений, занимается тектонофизика, ветвь геотектоники. Деформация. Под деформацией понимается изменение объема и формы тела. Виды деформаций: По характеру распределения деформации внутри тела: однородные (сжатие, растяжение, сдвиг) - деформации одинакова в каждом участке деформированного тела; Тело при сжатии, растяжении или сдвиге, изменит свою форму, но в каждом его месте деформация будет одинаковой. Для сдвига необходимо действие двух противоположно направленных сил, или пары сил. Величина сдвига характеризуется тангенсом угла скашивания прямых линий, проведенных до начала деформации или самим углом (γ) при малой величине сдвига. Различают простой сдвиг (расстояние по нормали между гранями квадрата сохраняет свое значение, а две другие грани поворачиваются и удлиняются) – при деформации горных пород наблюдается редко и чистый сдвиг – все грани квадрата сохраняют свои размеры, но расстояние по нормали между гранями уменьшается. неоднородные (изгиб, кручение) - деформации различны в разных областях деформированного тела. При изгибе ближе к его верхней части будет наблюдаться растяжение, убывающее к центру, а в нижней половине - будет происходить сжатие. При кручении - деформация распределяется внутри тела в зависимости от направления скручивающих сил. По соотношению действующих сил деформации: 29 линейные (одноосные) - деформация, при которой напряжения действуют по одной оси; плоские (двуосные) - деформация, при которой напряжения действуют в одной плоскости (напряжения проявлены по двум осям, а по третей величина напряжения равна нулю); объемные (трехосные) - деформация, при которой напряжения действуют во всем объеме тела – по трем осям; Виды напряжений: полные, нормальные, касательные. 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. Если через (ΔР) обозначить усилие, приходящиеся на элементарную площадку ΔF, а затем перейти к пределу, стягивая контур площадки ΔF к точке М, то полное напряжение (Р) в плоскости сечения будет равно: Р= lim ΔР / ΔF т.е. полное напряжение представляет собой силу, отнесенную к единице площади. Полное напряжение (ΔР), т.е. силу, приложенную к какой-либо площади, можно разложить на нормальное напряжение (σ), ориентированное по нормали к площади, и тангенциальное, или касательное (τ), действующее в плоскости выбранной площади. Зависимость упругой деформации от напряжения для одноосного напряженного состояния выражается законом Гука: ε=σ/Е, где ε - величина деформации (относительное удлинение), σ - напряжение, а Е - коэффициент пропорциональности, или модуль упругости Юнга. При двухосном растягивающем напряжении максимальные нормальные напряжения взаимно перпендикулярны и совпадают с направлением растягивающих сил. При этом σ1 будет отвечать большему растяжению. Если же оба направления являются напряжение сжатия, то σ1 будет отвечать арифметическом наименьшему сжатию, поскольку (при свойственном сжатию отрицательном знаке) оно максимально. При объемном трехосном напряженном состоянии через каждую точку тела можно провести три взаимно перпендикулярные площадки, на которых касательные напряжения равны нулю, а нормальные напряжения являются максимальными или главными. В общем случае они не равны между собою σ1> σ2 >σ3 Поле напряжений. Напряженное состояние земной коры. В деформируемом теле напряжение изменяется в разных его сечениях, поэтому мы говорим о поле напряжений данного тела, имея в виду все напряжения. Такие же поля напряжений – совокупность всех сил деформации различной направленности и характера (сжатия, растяжения, сдвига) наблюдается и в целом во всем объеме земной коры. Существуют карты напряженного состояния земной поверхности. Кроме выше перечисленных в земной коре существуют также участки с нейтральным полем напряжения. Понятие об эллипсоидах деформации и напряжений. 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 30 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. Стадии деформации - упругая, пластическая, хрупкая. Деформации подразделяются на упругие, пластические и хрупкие. Упругая деформация характеризуется тем, что после снятия нагрузки тело вновь принимает исходную форму. Упругая деформация не зависит от времени приложенных сил (напряжений) к деформируемому телу. Упругое тело всегда оказывает противодействие внешней приложенной силе, которая, будучи отнесенной, к какойлибо единице площади, называется напряжением. 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. Эта деформация необратимая и пропорциональна не только вызвавшим ее силам, но также и длительности (времени) приложения сил. Хрупкая деформация 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. Физико-механические свойства горных пород, влияющие на характер деформации (эти понятия из основ механики деформирования материалов широко используются, когда описывают деформацию горных пород): пластичность – способность вещества длительно существенно изменять свою форму под действием внешних сил без разрушения и не возвращаться сколько-нибудь к первоначальной форме после снятия внешних сил. Чем пластичнее материал, тем дальше отстоит его точка разрушения от 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. секунда, в то время как вязкость астеносферы на несколько порядков ниже. жесткость – способность вещества сопротивляться образованию деформаций (способность упруго сопротивляться изменениям формы). Чем меньше результат деформации от приложенных сил, тем больше жесткость. 31 ползучесть (крип) – способность тела деформироваться непрерывно (медленно увеличивая свою пластическую деформацию) после того, как внешние силы превысили некий минимум и остались постоянными. Ползучесть частный случай пластической деформации при постоянном напряжении. Влияние слоистости и других неоднородностей на ход деформации. Гетерогенность пород при деформации проявляется особенно сильно, если в них имеются поверхности слоистости, плоскости несогласий, пластовые тела магматических тел. В таких толщах дифференциальные движения при деформации во многих случаях происходят вдоль плоскостей наслоения, как по направлениям наименьшей прочности. При этом происходит: скольжение вдоль плоскостей расслоения; изгибание слоев с образованием складок. Если породы сминаемые в складки сохраняют некоторую жесткость, то происходит проскальзывание вдоль плоскостей в определенном направлении. Причем межслоевое проскальзывание отлично в антиклиналях и синклиналях, так как каждый вышележащий слой сминаемой толщи будет изгибаться в дугу с большим радиусом кривизны в антиклинальной складке и с меньшим в синклинальной части складки. Влияние природных факторов на деформацию горных пород: скорость деформации - в геологии важную роль играет время действия напряжений. При очень длительном воздействии последних горные породы могут разрушаться, хотя величина напряжений не очень велика. Релаксация - при постоянной величине деформации, наблюдается уменьшение напряжений необходимых, для того чтобы сохранять достигнутые размеры деформации – Ползучесть и релаксация отражают процесс, который заключается в постепенном уменьшении интенсивности внутренних сил упругости, возникших в теле при приложении нагрузки, в связи с развитием пластической деформации, которые происходят достаточно медленно. Горные породы (хрупкие – граниты, лавы, известняки) за счет релаксации при длительных нагрузках деформируются как пластичные тела. температура – повышение температуры увеличивает амплитуды колебания частиц, ускоряя таким образом процесс релаксации. При больших температурах таким образом явления пластической деформации достигают максимума (вплоть до течения). растворы и пары – понижают прочность пород; в присутствии газово-жидкой фазы в породах под действием тектонических напряжений особенно энергично происходит перекристаллизация или растворение одних минералов и образование новых минералов, сопровождающее деформацию всей породы в целом. всестороннее (гидростатическое) давление - очень сильно повышает прочность пород и увеличивает их способность деформироваться пластически (известняк, мрамор) – за счет того, что всесторонние давление удерживает частицы тел во взаимной близости, препятствуя разрушению кристаллических решеток и образованию разрывов любого иерархического уровня; давление поровых растворов (гравитационная или пленочная вода в порах, вода появившаяся в результате дегидратации минералов и т.п.) – Если проницаемость породы высока, то давление в поровой жидкости может быть равно гидростатическому (общему). Однако часто оно превосходит гидростатическое. Разность между ними называется эффективным давлением. Если эта разность приближается к нулю, то возникают условия благоприятные для хрупкой деформации и уменьшение пластичности. При снижении порового давления (увеличение эффективного давления) – деформация принимает пластический характер. 32 Если состав поровых жидкостей близок к составу легкорастворимой породы в (известняк, соли) – происходит значительное увеличение пластичности. При этом происходит растворение и перекристаллизация отдельных минералов. Особенности деформации горных пород – 1. – комплексность деформаций горных пород, заключающаяся в том, что кроме упруго-пластичной деформации, как правило в эпи- и мезозоне наблюдается разрушение материала (разрывная деформация) по многочисленным системам трещин; 2. – чрезвычайно широко изменяющееся отношение между упругими и пластическими деформациями. В связи с этим только не многие случаи деформации пород можно анализировать с достаточной степенью точности, при помощи законов теории упругости. Во многих случаях (условия катазоны) породы деформируются как высокопластичные материалы; 3. – образование в породах поверхностей и систем трещин одно системного скалывания (трещины скалывания формируются не только под 45º - упругая деформация, а и от 45º до 90º- пластическая деформация, по мере ее увеличения). 4. – волновая природа распространения тектонических напряжений и , как следствие широкое распространение ритмически неоднородных деформаций; 5. – существенные изменения объемов деформируемых горных пород (метаморфизм - химические перестройки, механическое уплотнение разуплотнение) Понятие о деформационных структурах. В результате деформации какоголибо объема горных масс формируются различные структуры – дислокации. Классификация дислокационных структурных форм: пликативные (складчатые) и дизюнктивные (разрывные); экзогенные (действие внешних фактров) и эндогенные (действие глубинных факторов); тектонические и нетектонические. 3.2. Складчатые структуры. Определение и главнейшие виды складчатых структур - моноклинали, флексуры, антиклинальные и синклинальные складки. 3.2.1. Моноклинали (наклонно-слоистые структуры). Наклонное залегание слоев и наклонно-слоистая структура. 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 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. 33 В случаях, когда слои горных пород испытывают лишь наклон и формируется моноклинальное залегание. Моно - один, клин наклон угол, то есть моноклинально залегающие слои – это слои имеющие один угол и направление наклона. Элементы залегания наклонных слоев - линии и азимуты простирания и падения, угол падения. Для описания положения любого пласта в пространстве используют так называемые элементы залегания наклонного пласта: линию простирания, линию падения и угол падения). линией простирания пласта - линия пересечения пласта с горизонтальной плоскостью. линией падения пласта - 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 90º. углом падения пласта - угол, образованный линией падения и ее проекцией на горизонтальную плоскость. азимут простирания – правый векториальный угол между северным направлением истинного меридиана и линией простирания. Может быть выражен двумя значения и отличающимися друг от друга на 180º. азимут падения - правый векториальный угол между северным направлением истинного меридиана и проекцией линии падения на горизонтальную плоскость. Отличается от азимута простирания на 90º. Истинные и видимые элементы залегания. Истинные элементы слоя можно померить непосредственно в обнажении или определить графическим или аналитическим путем. Бывают случаи, когда нет возможности определить истинные элементы залегания. Тогда идет речь о видимых элементах залегания: видимый наклон-падение поверхности слоя в любом направлении, не совпадающие с наибольшим наклоном; угол видимого наклона – угол между линией видимого наклона и ее проекцией на горизонтальную плоскость (шурфы, стенки канав, оврагов). Определить истинные элементы залегания возможно путем непосредственного измерения горным компасом в обнажениях, косвенными методами по данным бурения и видимым наклонам в горных выработках, с помощью стратоизогипс. Определение изогипс, их заложение и сечение. Стратоизогипсы (изогипса) – это линии равных отметок слоя, которые являются горизонтальной проекцией пересечения плоскостей заложения с земной поверхностью. Заложение – проекция l на горизонтальную плоскость отрезка линии падения слоя, заключенного между двумя линиями простирания, проведенными по подошве или по кровле слоя. Заложение зависит от угла падения слоя (α), от расстояния между плоскостями сечения (h). Виды мощности наклонного слоя – также как для горизонтально залегающего слоя для наклонных слоев могут быть определены мощности истинная, видимая, полная, неполная. 3.2. Складчатые структуры. Определение и главнейшие виды складчатых структур - антиклинальные и синклинальные складки флексуры. 3.2.2.Складчатые формы. Складки и их элементы. Параметры складок. Складкой называется изгиб слоя без разрыва его сплошности. 34 В складке выделяются (Рис 3.2.2.1): Элементы единичной складки (часть которых может быть определена достаточно строго, а часть носит условный характер): 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; Рис 3.2.2.1 Основные элементы складки замок, или свод,перегиб пластов; гребень - высшая точка складки, не совпадающая с шарниром в случае наклонных или лежачих складок. осевая поверхность - поверхность, делящая угол при вершине складки пополам; осевая линия, или ось - линия пересечения осевой поверхности складки с горизонтальной поверхностью. шарнир - точка перегиба слоев в замке, или своде складки; шарнирная линия - линия пересечения осевой поверхности с кровлей или подошвой пласта в замке или своде складки; В природе наблюдается большое разнообразие складок. Классифицировать их можно по разным признакам по форме, генезису и т.д. Виды складок по соотношению возраста, слагающих их слоев: Сиеклинали и антиклинали; Синформы и антиформы. периклинальных и центриклинальных замыканий. Интерференция складок. Виргация складок, вергентность осевых поверхностей, ундуляция шарниров. Выделяются два основных типа складок: антиклинальная - в ядре которой залегают древние породы; синклинальная - в ядре которой располагаются более молодые породы по сравнению с крыльями (рис.3.2.2.2.). 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. 35 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. 3.2.2.2. Морфологические классификации складок Рис. 3.2.2.2. Складки: 1- антиклинальная складка, 2- синклинальная складка; 3- периклинальное замыкание антиклинали (в плане), 4- центриклинальное замыкание синклинали (в плане) по соотношению мощностей в сводах и на крыльях: По соотношению мощности пластов на крыльях и в замках выделяются подобные, концентрические, диапироидные и диапировые складки (рис.3.2.2.3.). подобные - подобные - мощность на крыльях меньше, а в замках больше при сохранении угла наклона крыльев. 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. Рис. 3.2.2.3.Складки: 1- подобные, 2- концентрические, 3- диапироидные, 4- диапировые по положению осевой поверхности (рис. 3.2.2.1.2): симметричные - осевая поверхность вертикальна и одинаковыми углами наклона крыльев; 36 асимметричные – наклонная или горизонтальная осевая поверхность и разные гллы падения крыльев; прямые - 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;. перевернутые - ныряющие - осевая поверхность "ныряет" ниже линии горизонта. по относительному падению крыльев (по отношению осевой поверхности и крыльев): открытые (обычные, нормальные)- угол при вершине складки тупой; закрытые - угол при вершине складки острый; изоклинальные - изоклинальные - осевая поверхность параллельна крыльям складки, что фиксирует сильную степень сжатия; веерообразные – с веерообразным расположением слоев; Рис. Морфологические типы складок по форме замка: острые - угол складки меньше 90˚; тупые – угол складки более 90˚; гребневидные - узкие, острые антиклинали, разделенные широкими пологими синклиналями; килевидные - узкие острые синклинали, разделенные широкими, плоскими антиклиналями; сундучные или коробчатые - широкие плоские антиклинали и синклинали. Виды складок в плане в зависимости от: соотношения длины и ширины: ширина складки или горизонтальный размах (а) – расстояние между осевыми поверхностями соседних антиклиналей или синклиналей; длина складки (l)- расстояние вдоль осевой линии между смежными перегибами шарнира; 37 высота складки или вертикальный размах (h) – расстояние по вертикали между замком антиклинали и замком смежной с ней синклинали, измеренной по одному и тому же слою. Линейные - длина складки намного превышает ее ширину а/l>3 (где а – ширина складки, l - длина складки); Брахиформные - брахиморфные - овальные складки, длина которых в 2-3 раза больше ширины а/l<3; Рис. 3.2.2.4.. Типы складок в плане и разрезе. куполовидные - антиклинальные складки - ширина и длина примерно равны; мульды - синклинальные складки, ширина и длина которых примерно одинаковы а/l≈3. сложности рисунка: простые сложные или дисгармоничные. Флексуры и их элементы. Флексура – колено образный изгиб в слоистых толщах. Флексура состоит из верхнего (поднятого) крыла, нижнего (опущенного крыла), смыкающего крыла. В строении флексур также выделяют: угол наклона смыкающего крыла, вертикальную амплитуду смыкающего крыла. Флексуры образуются в результате тектонических сбросов и ли во время осадконакопления (крутые склоны). 3.2.2.2. Генетические классификации складок по механизму образования: складки изгиба: - 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: продольного – образуются в резултате действия сил, ориентированных горизонтально и действующих вдоль слоистости поперечного - 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 38 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. складки волочения складки скалывания 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. по геологическим условиям образования: эндогенные и экзогенные конседиментационные наложенные 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. 14.8). Рис. 14.8. Антиклинорий (А) и синклинорий (Б) Диапиры - строение и условия образования. 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 характерны 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. 39 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 Большого Кавказа. 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. Соскладчатые внутрислойные структурные формы: Кливаж - 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. В природных условиях складки нередко заполняют собой огромные пространства, и крыло антиклинальной складки переходит в крыло соседней синклинальной складки. Подобное сочетание складок называется складчатостью. По характеру распределения складок в складчатости В. В. Белоусов выделяет три основных типа складчатости: 1) полную, или голоморфную; 2) прерывистую, или идиоморфную, и 3) промежуточную между двумя первыми типами. полной складчатости - 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. 40 По форме складок: альпинотипная складчатость германотипная По возрасту образования (эпохи складчатости): Каледонская- начало палеозоя-до конца верхнего силура+ нижний девон Герцинская - с верхнего девона до конца перми или начала триаса Киммерийская - с начало триаса до конца юры Альпийская - с триаса (мела) по современную эпоху 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. 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. 3.3.Разрывные структуры, их главнейшие типы: трещины, разрывы со смещением. 3.3.1.Разрывы со смещением Разрывное нарушение - 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. Элементы разрывных нарушений: сместитель, поднятое и опущенное, висячее и лежачее крылья, амплитуда перемещения (горизонтальная и вертикальная, истинная в плоскости сместителя и видимая, стратиграфическая). В любом разрывном нарушении всегда выделяются: сместителя - плоскость разрыва, по которой происходило перемещение; 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. 41 Важным параметром разрыва является амплитуда разрыва. амплитуда по сместителю - расстояние от пласта (его подошвы или кровли) в лежачем крыле до этого же пласта (его подошвы или кровли) в висячем крыле называется. стратиграфическая амплитуда - измеряется по нормали к плоскости напластования в любом крыле разрыва до проекции пласта; вертикальнаяю амплитуда - проекцию амплитуды по сместителю на вертикальную плоскость; горизонтальная амплитуда - проекцию амплитуды по сместителю на горизонтальную плоскость. Характеристика поверхности сместителя. Положение сместителя в пространстве определяется, как и ориентировка любой другой плоскости, с помощью линий (азимутов) падения, простирания и угла падения. Зеркала скольжения – блестящие гладкие участки на поверхности соприкасающихся по сместителю крыльев разлома, которые образуются при движении; борозды скольжения - штрихи, борозды на зеркалах скольжения, образованные (выдавленные твердыми частицами, обломками, включениями в породах и т.п.) и ориентированные по направлению движения крыльев. Строение сместителей. Зоны динамического влияния разрывов трещиноватости и дробления. Продукты динамометаморфизма: брекчии – раздробленная масса вблизи сместителя, катаклазиты - размер обломком мм и доли мм (зерна минералов сильно раздроблены и нередко изогнуты, кварц-волнистое погасание), милониты - размер частиц - пыль, удлиненные линзовидные; глинка трения. Морфогенетическая типизация смещений. Сбросы – нарушения, в которых поверхность разрыва (сместитель) наклонена в сторону расположения опущенного крыла Определение относительного перемещения крыльев разрывов - необходимо сравнить возраст пород. Приподнять то крыло, в котором более древние породы Тип напряжений при образовании сбросов: растяжение, сжатие (по вертикали). Взбросы – нарушения, в которых поверхность разрыва (сместитель) наклонена в сторону поднятого крыла. Тип напряжений при образовании взбросов: Сжатие. По углу наклона сместителя сбросы и взбросы бывают: пологие менее 30º, крутые 30º-80º, вертикальные – более 80º. По отношению к простиранию нарушенных пород: Продольные, косые (диагональные), поперечные. По взаимному расположению: Параллельные, ступенчатые, радиальные, перистые. Сдвиги – разрывы, смещения по которым происходят в горизонтальном направлении – по простиранию пород. 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. По углу наклона сместителя сдвиги бывают: 42 Горизонтальные 0º-10º; пологие менее 10º - 45º, крутые 45º-80º, вертикальные – более 80º. По отношению к простиранию нарушенных пород: Продольные, косые (диагональные), поперечные. 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". Тип напряжений при образовании: действие противоположно направленных (пары) сил. Помимо сдвиговой компоненты нередко имеется сбросовая или взбросовая составляющая. Тогда можно вести речь о сбросо-сдвигах или взбросо-сдвигах. 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. Раздвиги – разрывы, в которых перемещение крыльев происходит под прямым углом к поверхности разрыва. При раздвиге увеличивается расстояние, образуется зияние, между крыльями (амплитуда раздвига). Тип напряжений при образовании: растяжение Надвиги – разрывы, взбросового строения, возникающие одновреенно со складчатостью или накладывающиеся на складчатые структуры По углу наклона сместителя сдвиги бывают: Горизонтальные 0º-10º; пологие менее 45º, крутые более 45º. Тип напряжений при образовании: сжатие Сложные сочетания разрывов: Грабены - линейные структуры, образованные сбросами (реже взбросами), центральная части которых опущена и на поверхности сложена породами более молодыми, чем в краевых частях. 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. Горсты - линейные структуры образованные сбросами (реже взбросами), центральная части которых приподнята и на поверхности сложена породами более древними, чем в краевых частях. Тип напряжений при образовании: общее растяжение и силы гравитации (погружение центральных частей). Чешуйчатые надвиги - структуры серии параллельных или косых надвигов. Тип напряжений при образовании: общее сжатие. 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. Определение типа, направления (правило пяти «П» - поднятый пласт перемещается по падению) и амплитуды смещения по карте и на местности 43 Отношение разрывов к процессам осадконакопления: конседиментационные разрывы - нетектонические разрывные дислокации (оползневые, карстовые, ледниковые и т.д.), образуются одновременно с осадконакоплением. постседиментационные разрывы – тектонические, образуются после накопления отложения 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. Отношение разрывов к процессам складчатости: доскладчатые - образуются до образования складок; соскладчатые - образуются одновременно с образования складок; постскладчатые - образуются после образования складок; 3.3.2.Трещиноватость и отдельность горных пород Трещина – разрыв с незначительным, или нулевым перемещением вдоль него Трещиноватость –совокупность всех трещин данного изучаемого объекта (образца горной породы, керна, массива и т.д. Морфологические особенности трещин. Отркрытые Закрытые скрытые Геометрическая классификация: продольные, поперечные, косые, согласные; крутые, наклонные, пологие, горизонтальные (ориентировка по странам света). Генетическая классификация трещин: Первичные сингенетичные в осадочных породах (трещины отравы) прототектонические в магматических породах. Вторичные: трещины нетектонического (экзогенного и техногенного) происхождения: трещины выветривания, оползней, обвалов, расширения пород при разгрузке. тектонические (трещины отрыва и скалывания). 44 Приразрывные внутрислойные структурные формы: Рассланцевание Кливаж - 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. 3.4. Глубинные разломы Особую категорию образуют глубинные разломы Глубинные разломы - Определение Они были впервые выделены А. В. Пейве в 1945 г. критерии выделения - характеризуются большим протяжением, мощностью и длительным развитием, что свидетельствует об их 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. Их параметры, внутреннее строение: области динамического влияния; магистральные разрывы; деструктивные поля. Классификация глубинных разломов по размерам: планетарные генеральные региональные локальные Виды разломов по глубине заложения: общекоровые литосферные мантийные. Кинематические типы глубинных разломов: глубинные сбросы, взбросы, сдвиги, раздвиги. Главные системы разломов по их ориентировке: ортогональные и диагональные. 3.4. Покровные структуры: надвиги, шарьяжи Надвиги – разрывы, взбросового строения, возникающие одновреенно со складчатостью или накладывающиеся на складчатые структуры По углу наклона сместителя сдвиги бывают: Горизонтальные 0º-10º; пологие менее 45º, крутые более 45º. Тип напряжений при образовании: сжатие. Чешуйчатые надвиги - структуры серии параллельных или косых надвигов. 45 Тип напряжений при образовании: общее сжатие. 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. Покров, или шарьяж- разрыв с почти горизонтальным положением сместителя. Морфология покровов. Автохтон и аллохтон, тектонические останцы и окна. 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, то их 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). Строение поверхности сместителя. 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 - зоне динамического влияния разрывов (трещиноватости и дробления) - образуются продукты динамометаморфизма брекчии трения, представляющие собой перетертые обломки пород крыльев: брекчии –раздробленная масса вблизи сместителя; катаклазиты - размер обломком мм и доли мм (зерна минералов сильно раздроблены и нередко изогнуты, кварц-волнистое погасание); милониты (греч. "милоc"-мельница) - милониты - размер частиц - пыль, удлиненные линзовидные; глинка трения. 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. Условия образования. Гравитационные и компрессионные покровы 46 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 скалывания; покровы, образующиеся из лежачих складок. 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. Тектонический меланж. 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. Области распространения. Методы определения амплитуд смещения. Изображение покровов на геологических картах. 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 40o до глубины в 24 км. 3.5. Кольцевые структуры. Связь кольцевых структур с геологическими объектами: вулканогенными интрузивными инверсионно-гравитационными ударными (импактными) неотектоническими Связь гигантских кольцевых структур с геологическими объектами: o инъекционно-магматическими o глубинно-энергетическими 47 3.6. Понятие структурных этажей Разновозрастные комплексы с определенной структурой отделенные друг от друга поверхностью регионального несогласия называются структурными этажами. Для выделения структурного этажа необходимо: наличие перерыва в осадконакоплении; разные строение комплексов разделенных поверхностью несогласия. Выявление несогласий и изучение их природы позволяет выделять отдельные этапы и в целом историю формирования структуры данного участка земной коры. Тиры несогласий: Стратиграфические – угловые, параллельные; Тектонические Схемы структурных элементов. Составление схемы структурных элементов любого участка земной коры является итогом изучения геологического строения района в целом. Основным исходным материалом для выполнения работы служит геологическая карта и ее легенда, иногда используются геологические разрезы и стратиграфические колонки. В соответствии с задачами работа выполняется в 3 этапа: 1.Подготовительный этап подразумевает структурный анализ геологической карты и включает следующие виды работ: определение состава, генетического типа (осадочные, вулканогенные, метаморфические), условий залегания (горизонтальное, наклонное, складчатое) и характера взаимоотношений (согласное, несогласное) слоистых комплексов разного возраста; определение типа несогласия (тектоническое или стратиграфическое: параллельное, угловое, географическое, региональное или местное) и его возраста (палеозойский, пермский и т.д.) и выделение, как следствие, крупных тектонических блоков и структурных комплексов (этажей, подэтажей, ярусов), подстилающих и покрывающих толщ; строение каждого тектонического блока и структурного комплекса необходимо анализировать в отдельности, начиная от наиболее древних; оценить общее залегание отдельных толщ и их комплексов и определить (там, где не указано на карте) элементы их залегания; для складчатых комплексов определить положение осей и осевых поверхностей всех складок, выявить поведение шарниров, формы разных складок, типы и возраст складчатости; провести анализ разломной тектоники: выявить системы разрывных нарушений, определить их ориентировку в пространстве (простирание, падение), взаимоотношения со слоистостью пород и складчатыми структурами, определить тип и возраст разрывных нарушений разных систем, направление и амплитуду смещения крыльев разрывных нарушений; провести анализ интрузивных комплексов: выделить разновозрастные комплексы интрузий, определить характер взаимоотношений с вмещающими породами (согласные, секущие), формы интрузивных тел, элементы залегания контактов, тип внутреннего строения, наличие и тип приконтактовых ореолов; установить связь интрузий с разрывными и складчатыми структурами. 2.Основной этап включает составление схемы структурных элементов. Схема составляется в масштабе исходной карты (рис.), выполняется на кальке и обязательно 48 сопровождается (рис.) условными обозначениями. На схеме отражаются следующие элементы: линии тектонических и стратиграфических (угловых, параллельных и географических) несогласий; тектонические блоки, а в их пределах – разновозрастные структурные комплексы (этажи, подэтажи), подстилающие и перекрывающие толщи (в цветах); элементы залегания пород в каждом тектоническом блоке и структурном этаже; в складчатых комплексах - осевые линии антиклинальных и синклинальных складок разного порядка, положение осевых поверхностей (вертикальное, наклонное), направление и углы погружения шарниров складок (взять с карты или определить графически), при ундуляции шарниров показать точки антиклинального и синклинального перегиба; для разрывных нарушений показать линию выхода сместителя (скопировать с карты черной жирной линией), элементы залегания сместителей с указанием направления перемещения крыльев знаками (+) и (-) для смещений типа сбросов, взбросов, надвигов и знаком () для сдвигов; для интрузивных тел показать их контуры, элементы залегания их контактов, приконтактовые ореолы, элементы прототектоники, возрастной индекс; Лекция 4. Магматогенные структуры. 4.1. Формы залегания интрузивных пород. Условия образования и значение интрузивных пород в структуре земной коры. Аллохтонные и автохтонные плутоны. Элементы интрузивных тел - контакты, кровля, апикальная часть, апофизы, ксенолиты, эндо- и экзоконтактовые зоны. Приконтактовые изменения, эндо- и экзоконтактовые ореолы. Признаки интрузивного контакта. Морфологическая и генетическая классификация аллохтонных интрузий по глубине формирования: абиссальные гипабиссальные. по отношению к структуре вмещающих пород: конкордантные дискордантные) по форме: Ареал – плутоны Батолиты (более100км2) Штоки (менее 100км2) Лакколиты Лополиты Факолиты дайки Силлы Апофизы Комплексы, фазы и фации магматических пород. Однофазные и многофазные интрузии. Определение возраста, глубины образования и глубины эрозионного среза интрузий. 49 Автохтонные гранито-гнейсовые купола и валы, механизм их формирования. Протрузивные альпинотипные ультрабазиты и механизм их внедрения. Задачи изучения состава и внутреннего строения интрузий. Зональность кристаллизации. Элементы прототектоники Жидкой фазы: плоскопараллельные и линейные текстуры течения. Твердой фазы: Прототектоническая трещиноватость (поперечные, продольные, пологолежащие, диагональные, краевые). Изображение интрузий на геологических картах и в разрезах. Полевое изучение интрузивных тел. Полезные ископаемые, связанные с интрузиями. 4.2. Формы залегания эффузивных (вулканогенных) пород Условия образования вулканогенных комплексов и их роль в структуре земной коры. Особенности строения вулканических аппаратов и характера извержения лав различного состава. Типы вулканов: o Центральные o Трещинные (линейные) o Щитовые o Гидротермы и газовые вулканизма. выделения районов современного Фации эффузивных пород: o Покровные o Эксплозивные (пирокластические) o Экструзивные o субвулканические Элементы эффузивных тел. Признаки подошвы и кровли. Внутреннее строение тел вулканитов: плоскопараллельные (трахитоидность, полосчатость) и линейные текстуры. Прототектоническая трещиноватость и отдельность. Формы залегания эффузивов разных фаций: o потоки покровы o купола o конусы o стратовулканы o некки. Вулканотектонические структуры. o Вулканические купола. o Кальдеры и их строение. o Трубки взрыва. 50 Лекция 5. Метаморфогенные структуры 5.1. Генетические типы метаморфических пород. Фации метаморфизма Условия образования метаморфических пород 1. 2. 3. Температура (термометаморфизм) Давление (динамометаморфизм) газы, пар Генетические типы Региональный - основной, большие площади Контактовый - сопровождает внедрение интрузий (рогвики) Динамометаморфизм - дробление без перекристаллизации Пневматолитовый и гидротермальный – газы, пары отдаленные от магматического очага (скарны, грейзены) o Метасоматоз - замещение в твердом состоянии o o o o Фации метаморфизма. Нулевая Зеленосланцевая Амфиболитовая Гранулитовая, Эклогитовая Ультраметаморфизм Повышение давления Повышение температуры Развитие цеолитов в изверженных породах Фация зеленых сланцев Эпидот амфиболитовая фация Санидиновая фация - Амфибол Пироксенитовая роговиковая фация фация Гранулитовая фация Глаукофа Эклогитовая новая фация фация 5.2 Формы залегания и структурно-текстурные особенности метаморфических пород Слоистость полосчатость, линейность - чередование по составу, цвету, текстурным особенностям (косая, параллельная и т.д.) Кристаллизационная сланцеватость - ориентировка в одном направлении линейных, чешуйчатых и пластинчатых минералов (слюды, хлорит, амфибол); для интрузивных мет. пород и гнейсов это явление называют гнейсовидностью 51 Кливаж - 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. Определение исходной природы метаморфических пород: Хим. состав, остатки (первичные минералы, текстуры) Парапороды- по осадочным Ортопороды – по магматическим и метаморфическим метасоматиты. Автохтонные гранито-гнейсовые купола и валы, механизм их формирования. гранито-гнейсовые - округлые, овальные, валообразные массивы, сложенные гранитом, гранит-пегматитом, мигматитами, плагиогранитом, гранодиоритами, кварцевыми диоритами, обладающие хорошо развитой гнейсовой текстурой (серые гнейсы). Метаморфизм любых пород земной коры (плавление сиали и подъем + перекристаллизация пород вышележащих). Гранит - зеленокаменные пояса. Складчатость в метаморфических породах. Основные черты структуры метаморфических комплексов: o полихронные дислокации o сложное сочетание складчатых и разрывных нарушений o дисгармоничная складчатость o наложенная интерференционная складчатость, Понятие о синформах и антиформах. o будинаж-структуры (будина франц. - колбаска, сосиска)цилиндрические, четкообразные тела, образованные в результате раздавливания жестких прослоев, заключенные в массу более пластичных слоев o мигматитты (пегматиты, аплит, гранит метосоматический) o птигматиты (птигма древнегреч -складка) пегматитового состава o вязкие разрывы o неоднократное подновление разрывных дислокаций. Структуры дислокационного метаморфизма. o Зоны трещиноватости, дробления, разрывов, смятия. o Катаклазиты и милониты. o Бластомилониты перекристаллизованные (бластезперекресталлизация) катаклазиты, милониты. o Ультрамилониты. o Тектониты- все породы дислокационного метаморфизма Изучение внутренней структуры метаморфических пород. Особенности стратиграфического расчленения и картирования метаморфических толщ. Опорные горизонты, пачки. Несогласия иногда установить не возможно. Выделение серий. Сохранение первичных напластований (подушечная отдельность, миндалекаменные текстуры). 52 Изображение метаморфических пород на картах и в разрезах. Необходимо применять крап для мета пород, особенно пород ареал-плутонов. Лекция 6. Структурные комплексы главнейших геотектонических областей. 6.1.Строение Земли 5/8 – океаны, 3/8 – суша земная кора гранитный слой граница Конрада базальтовый слой литосфера граница Мохо (Мохоровичича) мантия: верхняя надастеносферная астеносфера подастеносферная 700-800 км нижняя ядро Земная кора материков - 40-50 до 70 км (корни гор), океанов – 30-40 км до 10-12 км Астеносферана глубинах 150-250 км (уменьшенная вязкость с 8,5 до 7,5 км/с); под океанами толще, под материками меньше, есть места где она отсутствует 6.2. Современные представления об условиях формирования континентальных и океанических структурных комплексов. Основные гипотезы развития земной коры Геосинклинального развития: Учение о геосинклиналях в 1973 г. отметило свое столетие с того времени, как американский геолог Д. Дэна ввел это понятие в геологию, а еще раньше, в 1857 г., также американец Дж. Холл сформулировал в целом эту концепцию, показав, что горно-складчатые структуры возникли на месте прогибов, ранее выполнявшихся разнообразными морскими отложениями. В силу того, что общая форма этих прогибов была синклинальной, а масштабы прогибов очень большими, их и назвали геосинклиналями. За прошедшее столетие учение о геосинклиналях набирало силу, разрабатывалось, детализировалось и благодаря усилиям большой армии геологов различных стран сформировалось в стройную концепцию, представляющую собой эмпирическое обобщение огромного фактического материала, но страдавшую одним существенным недостатком: оно не давало, как совершенно справедливо полагает В.Е. Хаин, геодинамической интерпретации наблюдаемых конкретных закономерностей развития отдельных геосинклиналей. 53 Плитотектоники: Устранить этот недостаток в настоящее время способна концепция тектоники литосферных плит, возникшая всего лишь 25 лет назад, но быстро превратившаяся в ведущую геотектоническую теорию. С точки зрения этой теории геосинклинальные пояса возникают на границах взаимодействия различных литосферных плит. Лекция 7. Структурные комплексы геотектонических областей 7.1. Главнейшие геотектонические структуры 7.1.1. Структурные комплексы и структуры платформенных областей комплексы оснований и осадочного чехла древних и молодых платформ. I порядка: континенты и океанические впадины; Наиболее крупными структурными элементами земной коры являются континенты и океаны, характеризующиеся различным строением земной коры. Следовательно, эти структурные элементы должны пониматься в геологическом, вернее даже в геофизическом смысле, так как определить тип строения земной коры возможно только сейсмическими методами. Отсюда ясно, что не все пространство, занятое водами океана, представляет собой в геофизическом смысле океанскую структуру, так как обширные шельфовые области, например в Северном Ледовитом океане, обладают континентальной корой. Различия между этими двумя крупнейшими структурными элементами не ограничиваются типом земной коры, а прослеживаются и глубже, в верхнюю мантию, которая под континентами построена иначе, чем под океанами, и эти различия охватывают всю литосферу, а местами и тектоносферу, т.е. прослеживаются до глубин примерно в 700 км. II порядка: платформы; складчатые пояса. Платформы: В пределах океанов и континентов выделяются менее крупные структурные элементы, во-первых, это стабильные структуры - платформы, которые могут быть как в океанах, так и на континентах. Они характеризуются, как правило, выровненным, спокойным рельефом, которому соответствует такое же положение поверхности на глубине, только под континентальными платформами она находится на глубинах 30-50 км, а под океанами 5-8 км, так как океанская кора гораздо тоньше континентальной. Структурные комплексы и структуры платформенных областей - комплексы оснований и осадочного чехла древних и молодых платформ. Платформы-древние, молодые. Древние платформы являются устойчивыми стабильные области - глыбы земной коры, сформировавшимися в позднем архее или раннем протерозое. Их отличительная черта - двухэтажность строения. Нижний этаж, или фундамент сложен складчатыми, глубоко метаморфизованными толщами пород, прорванными гранитными интрузивами, с широким развитием гнейсовых и гранитогнейсовых куполов или овалов - специфической формой метаморфогенной складчатости. Фундамент платформ формировался в течение длительного времени в архее и раннем протерозое и впоследствии подвергся очень сильному размыву и денудации, в результате которых вскрылись породы, залегавшие раньше на большой глубине. 54 Площадь древних платформ на материках приближается к 40 % и для них характерны угловатые очертания с протяженными прямолинейными границами - следствием краевых швов (глубинных разломов). Складчатые области и системы либо надвинуты на платформы, либо граничат с ними через передовые прогибы, на которые в свою очередь надвинуты складчатые орогены. Границы древних платформ резко несогласно пересекают их внутренние структуры, что свидетельствует об их вторичном характере в результате раскола суперматерика Пангеи-1, возникшего в конце раннего протерозоя Верхний этаж платформ представлен чехлом, или покровом, полого залегающих с резким угловым несогласием на фундаменте неметаморфизованных отложений - морских, континентальных и вулканогенных. Поверхность между чехлом и фундаментом отражает самое важное структурное несогласие в пределах платформ. Строение платформенного чехла оказывается сложным и на многих платформах на ранних стадиях его образования возникают грабены, грабенообразные прогибы авлакогены (от греч. "авлос" - борозда, ров; "ген" - рожденный, т.е. рожденные рвом), как их впервые назвал Н.С. Шатский. Авлакогены чаще всего формировались в позднем протерозое (рифее) и образовывали в теле фундамента протяженные системы. Мощность континентальных и реже морских отложений в авлакогенах достигает 5-7 км, а глубокие разломы, ограничивавшие авлакогены, способствовали проявлению щелочного, основного и ультраосновного магматизма, а также специфического для платформ траппового магматизма с континентальными толеитовыми базальтами, силлами и дайками. Этот нижний структурный ярус платформенного чехла, соответствующий авлакогенному этапу развития, сменяется сплошным чехлом платформенных отложений, чаще всего начинающимся с вендского времени. Среди наиболее крупных структурных элементов платформ выделяются щиты и плиты. Щит - это выступ на поверхность фундамента платформы, который на протяжении всего платформенного этапа развития испытывал тенденцию к поднятию. Плита - часть платформы, перекрытая чехлом отложений и обладающая тенденцией к прогибанию. В пределах плит различаются более мелкие структурные элементы. В первую очередь это синеклизы - обширные плоские впадины, под которыми фундамент прогнут, и антеклизы - пологие своды с поднятым фундаментом и относительно утоненным чехлом. По краям платформ, там, где они граничат со складчатыми поясами, часто образуются глубокие впадины, называемые перикратонными (т.е. на краю кратона, или платформы). Нередко антеклизы и синеклизы осложнены второстепенными структурами меньших размеров: сводами, впадинами, валами. Последние возникают над зонами глубоких разломов, крылья которых испытывают разнонаправленные движения и в чехле платформы выражены узкими выходами древних отложений чехла из-под более молодых. Углы наклона крыльев валов не превышают первых градусов. Часто встречаются флексуры - изгибы слоев чехла без разрыва их сплошности и с сохранением параллельности крыльев, возникающие над зонами разломов в фундаменте при подвижке его блоков. Все платформенные структуры очень пологие и в большинстве случаев непосредственно измерить наклоны их крыльев невозможно. Состав отложений платформенного чехла разнообразный, но чаще всего преобладают осадочные породы - морские и континентальные, образующие выдержанные пласты и толщи на большой площади. Весьма характерны карбонатные формации, например, белого писчего мела, органогенных известняков, типичных для гумидного климата и доломитов с сульфатными осадками, образующимися в аридных климатических условиях. Широко развиты континентальные обломочные формации, приуроченные, как правило, к основанию крупных комплексов, отвечающих определенным этапам 55 развития платформенного чехла. На смену им нередко приходят эвапоритовые или угленосные паралические формации и терригенные - песчаные с фосфоритами, глинисто-песчаные, иногда пестроцветные. Карбонатные формации знаменуют собой обычно "зенит" развития комплекса, а далее можно наблюдать смену формаций в обратной последовательности. Для многих платформ типичны покровно-ледниковые отложения. Платформенный чехол в процессе формирования неоднократно претерпевал перестройку структурного плана, приуроченную к рубежам крупных геотектонических циклов: байкальского, каледонского, герцинского, альпийского и др. Участки платформ, испытывавшие максимальные погружения, как правило, примыкают к той пограничной с платформой подвижной области или системе, которая в это время активно развивалась. Для платформ характерен и специфический магматизм, проявляющийся в моменты их тектономагматической активизации. Наиболее типична трапповая формация, объединяющая вулканические продукты лавы и туфы и интрузивы, сложенные толеитовыми базальтами континентального типа с несколько повышенным по отношению к океанским содержанием оксида калия, но все же не превышающим 1- 1,5 %. Объем продуктов трапповой формации может достигать 1-2 млн. км3 , как, например, на Сибирской платформе. Очень важное значение имеет щелочно-ультраосновная (кимберлитовая) формация, содержащая алмазы в продуктах трубок взрыва (Сибирская платформа, Южная Африка). Кроме древних платформ выделяют и молодые, хотя чаще их называют плитами, сформировавшимися либо на байкальском, каледонском или герцинском фундаменте, отличающемся большей дислоцированностью чехла, меньшей степенью метаморфизма пород фундамента и значительной унаследованностью структур чехла от структур фундамента. Примерами таких платформ (плит) являются: эпибайкальская ТиманоПечорская, эпигерцинская Скифская, эпипалеозойская Западно-Сибирская и др. 7.1.2. Структурные комплексы и структуры складчатых (орогенных) областей - комплексы эпигеосинклинальных и эпиплатформенных орогенов; складчатые пояса Эпиплатформенные орогенные пояса, сформировавшиеся в неогенчетвертичное время в устойчивых структурных элементах земной коры после периода платформенного развития. К таким поясам можно отнести современные горные сооружения Тянь-Шаня, Алтая, Саян, Западного и Восточного Забайкалья, Восточную Африку и др. Кроме того, подвижные геосинклинальные пояса, подвергнувшиеся складчатости и орогенезу в альпийскую эпоху, т.е. также в неоген-четвертичное время, составляют эпигеосинклинальные орогенные пояса, такие, как Альпы, Карпаты, Динариды, Кавказ, Копетдаг, Камчатка и др. На территории некоторых континентов, в зоне перехода континент-океан (в геофизическом смысле) находятся окраинно-континентальные, по терминологии В.Е. Хаина, подвижные геосинклинальные пояса, представляющие собой сложное сочетание окраинных морей, островных дуг и глубоководных желобов. Это пояса высокой современной тектонической активности, контрастности движений, сейсмичности и вулканизма. В геологическом прошлом функционировали и межконтинентальные геосинклинальные пояса, например Урало-Охотский, связанный с древним палео-Азиатским океанским бассейном, и др. 56 Подвижные геосинклинальные пояса являются чрезвычайно важным структурным элементом земной коры, обычно располагающимся в зоне перехода от континента к океану и в процессе эволюции формирующим мощную континентальную кору. Смысл эволюции геосинклинали заключается в образовании прогиба в земной коре в условиях тектонического растяжения. Этот процесс сопровождается подводными вулканическими излияниями, накоплением глубоководных терригенных и кремнистых отложений. Затем возникают частные поднятия, структура прогиба усложняется и за счет размыва поднятий, сложенных основными вулканитами, формируются граувакковые песчаники. Распределение фаций становится более прихотливым, появляются рифовые постройки, карбонатные толщи, а вулканизм более Рис.7.1. Схематический разрез через срединно-океанский хребет (по Т. Жюто, с упрощением). дифференцированным. Наконец, поднятия разрастаются, происходит своеобразная инверсия прогибов, внедряются гранитные интрузивы и все отложения сминаются в складки. На месте геосинклинали возникает горное поднятие, перед фронтом которого растут передовые прогибы, заполняемые молассами. - грубообломочными продуктами разрушения гор, а в последних развивается наземный вулканизм, поставляющий продукты среднего и кислого состава андезиты, дациты, риолиты. В дальнейшем горно-складчатое сооружение размывается, так как темп поднятий падает, и ороген превращается в пенепленизированную равнину. Такова общая идея геосинклинального цикла развития. Успехи в изучении океанов привели в 60-е годы нашего века к созданию новой глобальной геотектонической теории Рис.7.2. Схема образования тектоники литосферных плит, пассивных окраин позволившей на актуалистической основе (окраинисторию Атлантического типа) воссоздать развития подвижных геосинклинальных областей и перемещения континентальных плит. Суть этой теории заключается в выделении крупных литосферных плит, границы которых маркируются современными поясами сейсмичности, и во взаимодействии плит путем их перемещения и вращения. В океанах происходит наращивание, расширение океанской коры путем ее новообразования в рифтовых зонах срединно-океанских хребтов (рис. 7. 2). Поскольку радиус Земли существенно не меняется, новообразованная кора должна поглощаться и уходить под континентальную, т.е. происходит ее субдукция (погружение). 57 Рис. 7.3. Схема строения офиолитовой ассоциации Эти районы отмечены мощной вулканической деятельностью, сейсмичностью, наличием островных дуг, окраинных морей, глубоководных желобов, как, например, на восточной периферии Евразии. Все эти процессы отмечают собой активную континентальную окраину, т.е. зону взаимодействия океанской и континентальной коры. Напротив, те участки континентов, которые составляют с частью океанов единую литосферную плиту, как, например, по западной и восточной окраин Атлантики, называются пассивной континентальной окраиной и лишены всех перечисленных выше признаков, но характеризуются мощной толщей осадочных пород над континентальным склоном (рис. 7.3). Сходство вулканогенных и осадочных пород ранних стадий развития геосинклиналей, так называемой офиолитовой ассоциации, с разрезом коры океанского типа позволило предположить, что последние закладывались на океанской коре и дальнейшее развитие океанского бассейна приводило сначала к его расширению, а затем закрытию с образованием вулканических островных дуг, глубоководных желобов и формированию мощной континентальной коры. В этом видят сущность геосинклинального процесса. Таким образом, благодаря новым тектоническим идеям, учение о геосинклиналях обретает как бы "второе дыхание", позволяющее реконструировать геодинамическую обстановку их эволюции на базе актуалистических методов. Исходя из сказанного, под геосинклинальным поясом, (окраинно- или межконтинентальным) понимается подвижной пояс протяженностью в тысячи километров, закладывающийся на границе литосферных плит, характеризующийся длительным проявлением разнообразного вулканизма, активного осадконакопления и на конечных стадиях развития превращающийся в горно-складчатое сооружение с мощной континентальной корой. Примером таких глобальных поясов являются: межконтинентальные - УралоОхотский палеозойский; Средиземноморский альпийский; Атлантический палеозойский; окраинно-континентальные - Тихоокеанский мезозойско-кайнозойский и др. Геосинклинальные пояса подразделяются на геосинклинальные области - крупные отрезки поясов, отличающиеся историей развития, структурой и отделяющиеся друг от друга глубокими поперечными разломами, пережимами и т.д. В свою очередь, в пределах областей могут быть выделены геосинклинальные системы, разделяющиеся жесткими блоками земной коры - срединными массивами или микроконтинентами, структурами, которые во время погружения окружающих районов оставались стабильными, относительно приподнятыми и на которых накапливался маломощный чехол. Как правило, эти массивы являются обломками той первичной древней платформы, которая подверглась дроблению при заложении подвижного геосинклинального пояса. В конце 30-х годов нашего столетия Г. Штилле и М. Кэй подразделили геосинклиналии на эв- и миогеосинклинали. Эвгеосинклиналью ("полной, настоящей, геосинклиналью") они называли более внутреннюю по отношению к океану зону подвижного пояса, отличавшуюся особо мощным вулканизмом, ранним (или начальным) подводным, основного состава; наличием ультраосновных интрузивных (по их мнению) пород; интенсивной складчатостью и мощным метаморфизмом. В то же 58 время миогеосинклиналь ("не настоящая геосинклиналь") характеризовалась внешним положением (по отношению к океану), контактировала с платформой, закладывалась на коре континентального типа, отложения в ней были слабее метаморфизованы, вулканизм также был развит слабо или совсем отсутствовал, а складчатость наступала позднее, чем в эвгеосинклинали. Такое разделение геосинклинальных областей на эв- и миогеосинклинальные прекрасно выражено на Урале, в Аппалачах, Североамериканских Кордильерах и в других складчатых областях. Важную роль стала играть офиолитовая ассоциация пород, широко распространенная в разнообразных эвгеосинклиналях. Нижняя часть разреза такой ассоциации состоит из ультраосновных, часто серпентинизированных пород гарцбургитов, дунитов; выше располагается так называемый расслоенный или кумулятивный комплекс габброидов и амфиболитов; еще выше - комплекс параллельных даек, сменяющийся подушечными толеитовыми базальтами, перекрываемыми кремнистыми сланцами (рис. 3). Такая последовательность близка разрезу океанской коры. Значение этого сходства трудно переоценить. Офиолитовая ассоциация в складчатых областях, залегающая, как правило, в покровных пластинах, является реликтом, следами былого морского бассейна (не обязательно океана!) с корой океанского типа. Отсюда не следует, что океан отождествляется с геосинклинальным поясом. Кора океанского типа могла располагаться только в его центре, а по периферии это была сложная система островных дуг, окраинных морей, глубоководных желобов и т.д., да и сама кора океанского типа могла быть в окраинных морях. Последующее сокращение океанского пространства приводило к сужению подвижного пояса в несколько раз. Океанская кора в основании эвгеосинклинальных зон может быть как древней, так и новообразованной, сформировавшейся при раскалывании и раздвиге континентальных массивов. 7.2. Этапы развития геосинклинальных поясов. Зоны и области тектономагматической активизации. Рис. 7.4. Подушечные базальтовые лавы и связанные с ними пелагические отложения (по Р. Грацианской) В развитии геосинклинальных подвижных поясов, областей и систем в самом обобщенном виде выделяются два основных этапа: собственно геосинклинальный и орогенный. В первом из них различаются две главные стадии: раннегеосинклинальная и позднегеосинклинальная. В последнее время наметилось выделение еще и предгеосинклинальной стадии, отвечающей формированию системы пологих впадин, сменяющихся раскалыванием континента и образованием рифтов, сопровождаемых накоплением грубообломочных отложений за счет размыва плечей рифтов, щелочным основным и щелочным - ультраосновным магматизмом. Такая предгеосинклинальная стадия хорошо документируется в Урало-Охотском и Атлантическом поясах, т.е. в подвижных геосинклинальных поясах межконтинентального типа. В окраинно59 континентальных поясах подобная стадия может заключаться либо в образовании вулканических дуг на коре океанского типа, либо в откалывании крупных блоков от континентов, формированием окраинных морей и островных дуг, как, например, на востоке Евразии. Раннегеосинклинальная стадия характеризуется процессами растяжения, расширения океанского дна путем спрединга и одновременно - сжатия в краевых зонах, где возникают наклонные сейсмофокальные зоны Беньофа, приуроченные преимущественно к границам континентальных и океанских плит. Для ранней стадии характерны кремнисто-вулканогенные толщи, залегающие на габброидах и дайковом комплексе 2-го слоя океанской коры. Вулканиты представлены подушечными базальтовыми лавами, спилитами и т.д. (рис. 7.4). В краевых зонах накапливается сланцевая (аспидная) формация - мощные глинистые толщи; сланцево-базальтовые образования; внедряются силлы и дайки габброидов. Следовательно, для ранней стадии развития геосинклиналей наиболее характерны сланцево-кремнистоРис. 7.5. Пример обдукции коры океанского типа на вулканогенные толщи континентальную. Схематический разрез покрова огромной (до 10-15 км) Семайл и зоны меланжа Хавасина, Оман, мощности, Аравийский п-ов (по А. Ганссеру) впоследствии испытавшие и самый сильный метаморфизм. Позднегеосинклина льная стадия начинается в момент усложнения внутренней структуры подвижного пояса, которое обусловлено процессами сжатия, проявляющимися все сильнее в связи с начинающимися Рис. 7.6. Схема формирования олистостромовой толщи (по М.Г. закрытием океанского бассейна и встречным Леонову) движением литосферных плит. Все это приводит к поглощению океанской коры в зонах субдукции, образованию сейсмофокальных зон Беньофа и появлению вулканических островных дуг, возникновению впадин тыловых (окраинных) морей. Можно сказать, что это время господства островных дуг, недаром стадия иногда называется островодужной. В данное время преобладают вулканические продукты дифференцированных 6азальтандезит-дацит-риолитовых серий, причем резко возрастает эксплозивность магмы, что приводит к формированию мощных толщ туфов и туфобрекчий, которые, смешиваясь с терригенными осадками, образуют столь характерные для этой стадии вулканогеннообломочные толщи. Кроме вулканических на данной стадии образуются и невулканические дуги. Поздние стадии развития геосинклиналей отмечены образованием флишевой формации, состоящей из терригенных и карбонатно60 Рис. 7.7. Схема строения горно-складчатого сооружения на орогенном этапе терригенных пород, прослойки которых мощностью в единицы и десятки сантиметров ритмично чередуются в толще до нескольких километров. Ритм начинается с более грубого песчаника, гравелита, сменяется тонким песчаником и алевролитом и заканчивается аргиллитом и карбонатными породами. Флиш образуется из мутьевых, или турбидных потоков, которые многократно, подобно лавинам, скатываются с континентального склона и, растекаясь на большие расстояния, постепенно отлагают взвешенные частицы, более грубые из которых, естественно, выпадают первыми. Дальнейшие сжатие и сокращение пояса приводят к образованию тектонических покровов, фронтальная разрушающая часть которых дает начало обвальным и подводно-оползневым толщам - олистостромам, с включенными в них пластинами пород - олистоплаками и отдельными глыбами - олистолитами (рис. 7.5). Олистостромы бывают тесно связаны с серпентинитовым меланжем, образовавшимся при сжатии и выдавливании в виде покровов пород офиолитовой ассоциации (рис. 7.6). На этой стадии развития все толщи, особенно на глубине, подвергаются региональному метаморфизму с участием флюидов, происходит складчатость, формируются крупные гранитные интрузивы - батолиты, с увеличенным содержанием калия, что свидетельствует о существовании мощной континентальной коры. Орогенный этап сменяет позднегеосинклинальную стадию и, как правило (но не всегда), тоже состоит из ранне- и позднеорогенной стадий. На первой из них темп поднятия орогена еще невелик, он слабо расчленен и в заложившихся перед его фронтом передовых прогибах накапливаются тонкообломочные породы - тонкие молассы, часто сосуществующие в зависимости от климатических условий с соленосными и угленосными толщами. В позднюю стадию горное сооружение растет быстрее, оно расширяется, передовые прогибы как бы "накатываются", смещаются в сторону платформ и заполняются грубообломочной молассой (рис. 7.7). В самих горных сооружениях возникают межгорные впадины, нередко развивающиеся на срединных массивах. Для орогенного этапа очень характерен наземный среднещелочной андезитдацит-риолитовый вулканизм с формированием крупных стратовулканов и вулканотектонических впадин, выполненных игнимбритами. С вулканитами тесно связаны интрузивы такого же состава, образующие вулканоплутоническую формацию. На этой же стадии могут возникать так называемые краевые вулканические пояса, маркирующие протяженные зоны разломов, возможно в местах столкновения плит, или древние зоны Беньофа. Образовавшийся горно-складчатый эпигеосинклинальный пояс, в конце концов, начинает разрушаться, подвергается растяжению и в нем возникают наложенные грабены, заполненные либо угленосными, либо континентальными терригенно-вулканогенными отложениями. Такой процесс называется тафрогенезом. Последовательность событий в развитии подвижного геосинклинального пояса следует понимать только как некую самую общую картину. В действительности, практически каждая геосинклинальная область и система обладают индивидуальными чертами, одни этапы и стадии в них "смазаны", другие, наоборот, проявлены ярче. После сказанного целесообразно вернуться к современным структурным элементам земной коры. Как мы убедились, в настоящее время на земном шаре выделяются континенты, океаны и переходные зоны между ними. По существу, вся история геологического развития и сводится к взаимодействию между этими структурными элементами. Континенты меняли свои очертания, размеры, форму и местоположение. Океаны то возникали, то исчезали. Переходные зоны также не оставались фиксированными ни во времени, ни в пространстве. То, что раньше называли геосинклиналями, как раз и представляют собой переходные, очень сложные зоны вместе с океанами или их частями. Именно на их месте и возникли те складчатые или горно-складчатые пояса, которые мы наблюдаем в настоящее время на континентах. Однако достоверно реконструировать историю развития таких складчатых поясов иногда просто невозможно. Это особенно касается 61 палеозойской истории, не говоря уже о рифейской или более ранней. Да и развитие океана Тетис, располагавшегося между Африкано-Аравийским и Евразийским континентами, также реконструируется пока далеко не однозначно. Все это вынуждает нас частично использовать старую терминологию, наполняя ее содержание новым смыслом. 7.3. Структурные комплексы и структуры океанов - комплексы океанических платформ и океанических орогенов (срединно-океанических хребтов) В океанах, как структурных элементах, выделяются срединно-океанические подвижные пояса, представленные срединно-океанскими хребтами с рифтовыми зонами в их осевой части, пересеченными трансформными разломами и являющиеся в настоящее время зонами спрединга, т.е. расширения океанского дна и наращивания новообразованной океанской коры. Следовательно, в океанах как структурах выделяются устойчивые платформы (плиты) и мобильные срединно-океанские пояса. Понятие о рифтогенезе, о континентальных и океанических рифтовых системах. 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. Системы рифтовых долин в основном располагаются на куполообразных сводовых щитах земной коры. Континенты и океаны характеризуются различным строением земной коры и являются крупнейшими структурными элементами. В океанах выделяются срединно-океанические подвижные пояса с трансформными разломами и зонами спрединга и стабильные структуры. К континентам приурочены платформы, эпиплатформенные и эпигеосинклинальные орогенные пояса, активные и пассивные континентальные окраины. Теория тектоники литосферных плит, обладающая предсказательной функцией, хорошо объясняет расположение всех структур земной коры в настоящем и в геологическом прошлом, тогда как геосинклинальная концепция является лишь суммой эмпирически накопленных фактов 62 ЛИТЕРАТУРА ОСНОВНАЯ ЛИТЕРАТУРА 1.Кочнев А.П., Гончар Г.А. Структурная геология. Методические указания по курсовому проектированию для студентов специальности 0801.-Иркутск: РИО ИрГТУ, 2003. – 20 с. В библ. ИрГТУ 60 экз. 2.Кочнев А.П., Гончар Г.А. Практикум по структурной геологии. Учебное пособие по выполнению лабораторных работ для студентов специальности 0801 «Геологическая съемка, поиски и разведка месторождений полезных ископаемых». - Иркутск: Изд-во ИрГТУ, 2005. - 117 с. В библ. ИрГТУ 60 экз. 3.Кочнев А.П., Иванова Р.Н. Структурная геология. Краткий курс лекций: Учебное пособие для студентов направления 130300. - Иркутск: ИрГТУ, 2008 (электронный ресурс). 1 экз. на кафедре. ДОПОЛНИТЕЛЬНАЯ ЛИТЕРАТУРА 1.Белоусов В.В. Структурная геология. 3-е изд. МГУ, 1986, с.245. 2.Гречишникова И.А., Левицкий Е.С. Практические занятия по исторической геологии. - М.: Недра, 1979. 3.Инструкция по организации и производству геолого-съемочных работ и составлению Государственной геологической карты СССР масштаба 1:50000 (1:25000). -Л.: ВСЕГЕИ, 1987. - 234 с. 4.Инструкция по составлению и подготовке к изданию листов Государственной геологической карты Российской Федерации масштаба 1:200000. - М.: Роскомнедра, 1995. - 244 с. 5.Лабораторные работы по структурной геологии, геологическому картированию и дистанционным методам исследования./ Михайлов А.Е. и др. - М.: Недра, 1988. –196 с. 6.Михайлов А.Е. Структурная геология и геологическое картирование. -М.: Недра, 1984. - 464 с. 7.Ажгирей Г.Д. Структурная геология.- М.: Изд. МГУ, 1966. – 397 с. 8.Белоусов В.В. Основы структурной геологии. Изд. Недра, 1985, с. 205. 9.Геологическая съемка сложно дислоцированных комплексов. / В.Д.Вознесенский, Н.В. Горлов, А.В. Доливо-Добровольский и др. – Л.: Недра, 1980. – 239 с. 10.Гзовский М.В. Основы тектонофизики. Изд. Наука, 1975, с.535. 11.Заика-Новацкий В.С., Казаков А.Н. Структурный анализ и основы структурной геологии. – Киев: Выща шк., 1989. – 279 с. 12.Кушнарев И.П., Кушнарев П.И., Мельникова К.М. Методы структурной геологии и геологического картирования. М. Недра, 1984, с. 376. 13.Методическое пособие по геологической съемке масштаба 1:50000. -Л.: Недра, 1984. 14.Павлинов В.Н. Структурная геология и геологическое картирование. - М.: Недра, 1980. -359с. 15.Построение и анализ структурных карт (методические указания и задания по курсовой работе) /А.С.Флаас. – Пермь: Изд. ПТГУ, 1995. – 23 с. 16.Сапфиров Г.Н. Структурная геология и геологическое картирование. – М.: Недра, 1982. – 246 с. 17.Сократов Г.И. Структурная геология и геологическое картирование. – М.: Недра, 1972. – 280 с. 63 18.Спенсер Э.У. Введение в структурную геологию. - Л.: Недра, 1981. -367с. 19.Структурные исследования в складчатых регионах. Ч. 1. Морфологический анализ пликативных форм. /А.С.Флаас. – Пермь: Изд. ПТГУ, 1998. – 72 с. ПРОГРАММНЫЕ СРЕДСТВА 1.Шерман С.И., Гладков А.С., Левина Е.А. "Структура". - ИЗК СО РАН. 2.Шерман С.И., Гладков А.С., Левина Е.А. "Карта" - ИЗК СО РАН. КОНТРОЛЬНЫЕ И ЭКЗАМЕНАЦИОННЫЕ ВОПРОСЫ ПО ПРОВЕРКЕ ЗНАНИЙ 1.Целевое назначение, предмет и задачи курса. Теоретическое и прикладное значение дисциплин курса, их связь с другими геологическими дисциплинами. 2.Методы исследования в структурной геологии. 3.Понятие о геокартографии. Основные виды геокартографических материалов. 4.Геологические карты, их виды по назначению, содержанию и масштабу. 5.Определение понятий "структурные формы", "формы залегания горных пород" и "геологические структуры". 6.Классификации структурных форм по размерам, генезису и относительному времени образования. Первичные и вторичные формы залегания. 7.Способы изображения структурных форм - геологические карты, геологические разрезы, блок-диаграммы и т.д. 8.Седиментогенных структур и их роль в расшифровке структуры земной коры. 9.Слоистость, ее типы и значение для структурного анализа. 10.Элементы слоя. Границы слоев, их типы. 11.Строение поверхностей напластования. Литогенетические признаки нормального и опрокинутого залегания слоев. 12.Понятие о несогласиях и перерывах в осадконакоплении, их значение для структурного анализа. 13.Элементы и классификация стратиграфических несогласий. 14.Понятие о структурных этажах. 15.Определение и признаки горизонтально-слоистой структуры на картах 16.Зависимость рисунка и ширины выхода горизонтального слоя от его мощности, крутизны форм рельефа. 17.Принципы составления геологических карт для площадей с горизонтальнослоистой структурой и определения возраста горизонтально залегающих слоев. 18.Общие понятия о деформациях, деформационных структурах и структурных формах. 19.Понятие о напряжениях. Виды напряжений. 20.Типы деформации горных пород. 21.Стадии деформации горных пород. 22.Физико-механические свойства горных пород и их значение при анализе деформации горных пород. 23.Влияние природных факторов на деформацию горных пород: температуры, скорости деформации, растворов, всестороннего давления. 24.Понятие об эллипсоидах напряжений и деформаций. 25.Тектоногенные структурные формы, их основные типы и условия образования. 26.Складчатые структурные формы. Главнейшие виды складчатых структур моноклинали, флексуры, антиклинальные и синклинальные складки. 64 27.Определение, общая характеристика и изображение наклонно-слоистой структуры на картах и в разрезах. Моноклинальное залегание. 28.Элементы залегания наклонных слоев. Видимые и истинные элементы залегания. 29.Прямые и косвенные методы определение истинных элементов залегания. 30.Понятие об изогипсах, их заложение и сечение. Значение для структурного анализа. 31.Виды мощности наклонного слоя и методы определения истиной мощности 32.Зависимость ширины и формы выхода наклонного слоя на поверхность от его мощности, угла падения и форм рельефа. 33.Пластовые треугольники и трапеции, зависимость их формы от угла падения слоев и наклона рельефа. 34.Принципы построение выхода наклонного слоя по заданным элементам залегания и мощности с помощью изогипс. 35.Составление геологической и структурной карт, погоризонтного плана, стратиграфической колонки, геологического и проектного разреза по скважине при наклонном залегании слоев. 36.Определение, элементы и параметры складок. 37.Признаки складчатого залегания, изображение складок на картах и в разрезах. 38.Морфологические классификации складок. 39.Генетические классификация складок по механизму образования. 40.Классификация складок по геологическим условиям образования. Эндогенные и экзогенные складки. 41.Понятие о складчатости, ее морфологические и генетические типы. Отличие альпинотипной, германотипной и сибиретипной складчатости. 42.Виргация складок. Вергентность осевых поверхностей. Ундуляция шарниров. 43.Интерференционная складчатость. Синформы и антиформы. 44.Возраст складчатости, длительность и скорость складкообразования. Циклы, эпохи и фазы складчатости. 45.Прикладное значение изучения складчатых форм, их влияние на локализацию полезных ископаемых. 46.Структурные карты, методика их составления и значение в геологоразведочном деле. 47.Диапиры - строение и условия образования. 48.Соскладчатые внутрислойные структурные формы (кливаж, будинаж, сланцеватость, складки волочения). Морфология и условия образования, значение для структурного анализа складчатых комплексов. 49.Структурные признаки подошвы и кровли слоистых толщ, смятых в складки. 50.Поля напряжений при формировании складок разного типа. 51.Главнейшие виды разрывных нарушений. Их определение, отличительные признаки, условия образования. 52.Трещиноватость и отдельность горных пород. Трещины тектонические и нетектонические. 53.Морфологическая, геометрическая и генетическая классификации трещин. 54.Основные приемы изучения трещин в полевых условиях. 55.Способы обработки и изображения трещиноватости. 56.Значение трещиноватости для структурного анализа, анализа размещения полезных ископаемых. 57.Разрывы со смещением и их элементы. 58.Характеристика поверхности сместителя. 59.Морфогенетические типы смещений. Общая характеристика морфологии и условий образования сбросов, взбросов, сдвигов, надвигов, раздвигов. 65 60.Определение типа и амплитуды смещения по карте и на местности. 61.Сложные сочетания разрывов, механизм их образования, динамопары. 62.Отношение разрывов к процессам осадконакопления и складчатости. 63.Приразрывные внутрислойные структурные формы. 64. Продукты динамометаморфизма: катаклазиты, милониты, брекчии, глинка трения. Зоны трещиноватости и дробления. Тектонический меланж. 65.Полевое изучение разрывных нарушений. Изображение разрывов со смещением на картах и в разрезах. 66.Структурный анализ и определение возраста разрывных нарушений. 67.Значение разрывов со смещением для локализации полезных ископаемых. 68.Глубинные разломы, их внутреннее строение, параметры. 69.Классификация разломов по размерам, глубине заложения, кинематике, ориентировке и т.д. Длительность развития глубинных разломов. 70.Покровные тектонические структуры. Автохтон и аллохтон, тектонические останцы и окна. 71.Роль глубинных разломов и тектонических покровов в структуре земной коры. 72.Условия образования и значение интрузивных пород в структуре земной коры. Аллохтонные и автохтонные плутоны. 73.Элементы интрузивных тел. 74.Морфологическая и генетическая классификация аллохтонных интрузий. 75.Внутреннее строение интрузий. Элементы прототектоники жидкой и твердой фаз. 76.Приконтактовые изменения, эндо- и экзоконтактовые ореолы. Признаки интрузивного контакта. 77.Автохтонные гранито-гнейсовые купола и валы, механизм их формирования и проблема пространства. 78.Комплексы, фазы и фации магматических пород. Однофазные и многофазные интрузии. 79.Определение возраста, глубины образования и глубины эрозионного среза интрузий. 80.Основы структурного анализа интрузивных тел. Изображение интрузий на геологических картах и в разрезах. 81.Условия образования и значение вулканогенных комплексов в структуре земной коры. 82.Особенности строения вулканических аппаратов и характера извержения лав различного состава. 83.Фации эффузивных пород. Особенности подводного и наземного вулканизма. 84.Формы залегания эффузивов разных фаций. Вулканотектонические структуры. 85.Внутреннее строение тел вулканитов. Признаки подошвы и кровли. 86.Особенности стратиграфического расчленения вулканитов. 87.Основы структурного анализа эффузивных пород. 88.Условия образования метаморфических пород, роль в структуре земной коры. 89.Основные виды и фации метаморфизма, генетические типы метаморфических пород. 90.Структурно-текстурные особенности метаморфических пород. 91.Определение исходной природы метаморфических пород (парапороды и ортопороды, метасоматиты) и особенности стратиграфического расчленения метаморфических толщ. 92.Изучение внутренней структуры метаморфических пород. Структуры дислокационного метаморфизма. Петроструктурный анализ тектонитов. 93.Основные черты тектонической структуры метаморфических комплексов. 94.Понятие о сочетании структурных форм. Типы сочетаний. 66 95.Структурные парагенезисы (СП) - определение, классификация, значение для геологических исследований. 96.Структурно-вещественные комплексы (СВК) - определение, классификация, значение для геотектонического районирования и металлогенического анализа. 97.Структурные комплексы (СК) - определение, основные типы, значение для геотектоники, геодинамики и планетарной минерагении. 98.Главнейшие геотектонические структуры земной коры 1 и П порядков. 99.Структурные комплексы складчатых (орогенных) областей. Эпигеосинклинальные и эпиплатформенные орогены. 100.Структурные комплексы оснований (фундамента) платформенных областей. 101.Структурные комплексы осадочного чехла древних и молодых платформ. 102.Структурные комплексы океанического дна. 67
