Характеристика горизонтальной структуры

Горизонтальным залеганием горных пород, или горизонтальной структурой называют такое залегание, когда поверхность напла­стования слоев в целом совпадает с горизонтальной плоскостью. Идеально горизонтальных слоев, за очень редкими исключениями, не бывает: они почти всегда имеют небольшой наклон. Поэтому под горизонтальной структурой условились понимать залегание слоев, наклон которых в обнажении нельзя измерить горным компасом, т. е. в пределах, не превышающих угла наклона в 1_2°. При изучении больших территорий такие малые углы обычно легко устанавливаются по разности отметок кровли или подошвы какого - либо выдержанного слоя, причем, как правило, они бывают различными в разных точках исследуемой площади. Подобные колебания наклонов слоев обусловлены многими причинами, как первичными, так и вторичными. О первичных причинах уже говорилось в § 18, к вторичным же относятся вертикальные движения. Последние часто сопровождают осадконакопление, а в дальнейшем - при регрессии - вызывают поднятие морского дна, т. е. всегда способствуют превращению отложившихся в море (или озере) осадков в покрывающие континенты толщи горных пород. Слои при этом приобретают некоторый наклон, и если угол его не превышает 20, 'то такие толщи условно можно называть горизонтальными. Осадки, накапливающиеся в континентальных условиях, также отклоняются от своего первичного положения при вертикальных колебаниях суши вдали от водных бассейнов.

Горизонтальная структура очень широко распространена, представляя верхнюю зону осадочной оболочки Земли. Четвертичные и в несколько меньшей степени неогеновые образования почти во всех тектонических регионах лежат горизонтально. Горизонтальное залегание характерно и для более древних пород (вплоть до кембрийских, как, например, в Прибалтике), занимающих верхний этаж обширных платформ, предгорных и многих межгорных прогибов. В крупных платформенных структурах - антеклизах и синеклизах - наклоны слоев настолько малы (обычно доли градуса), что на большей части площади платформы (исключение составляют некоторые платформенные складки, преимущественно соляные купола) породы залегают практически горизонтально. Горизонтальная структура свойственна и некоторым сериям протерозойских метаморфических пород, например овручской – на Русской платформе.

 

 

Тип разрывного нарушения на карте определяется следующими способами.

1. Сдвиг от сброса, взброса или надвига отличают по расстоя­нию между соответствующими точками в перемещенных блоках. При сдвиге это расстояние (например, ширина ядра разорванной складки) в обоих блоках будет одинаковым, тогда как у всех других разрывных структур оно будет разным (рис. 111).

2. Различие между сбросом, с одной стороны, и взбросом и надвигом, с другой, устанавливается по направлению наклона сместителя по отношению к поднятому (или опущенному) блоку. Если сместитель наклонен в сторону опущенного блока, значит, разрывное смещение представляет собой сброс, если в сторону поднятого - взброс или надвиг (см. рис. 108).

3. Различие между взбросом и надвигом устанавливают по величине извилины, образуемой линией тектонического нарушения при пересечении ею понижений рельефа (рек) и по соотношению простирания линии смещения с осями складок. При надвиге его линия в понижениях рельефа образует большую извилину, а сама линия всегда ориентирована почти параллельно осям скла­док (продольная структура). При взбросах эта линия относительно мало изгибается и может простираться в любом направлении по отношению к осям складок (рис. 112 и см. рис. 108).

4. Раздвиги, как правило, заполнены магмой и образуют не­прерывные или прерывающиеся дайки, которые и указывают на простирание раздвига. Иногда тут же проходит линия разрывного нарушения.

Таким образом чтобы определить тип разрывного смещения, нужно установить; 1) не сдвиг ли это, 2) какой из двух блоков поднятый (устанавливают по возрасту), 3) к какому блоку падает сместитель (устанавливают по рельефу), 4) величину изгиба линии разрыва при пересечении ею рек и 5) положение разрыва в плане (продольный, поперечный или диагональный разрывы).

Возраст разрывного нарушения в общем случае, т. е. если оно постседиментационное, определяют в соответствии с возрастом пересекаемых и покрывающих разрыв пород (см. рис. 11~). Здесь, как и при анализе несогласий, руководствуются. правилом: то, что пересекает, моложе того, что пересекается. Когда разрыв про­слеживается только в какой-то одной части складки (скажем, наиболее ее древней, например, в своде антиклинали), нужно

 

 

1~'l z

Рис. 110. Определение вертикальной амплитуды сброса по стратонзогипсам пласта. По А. Е. Михайлову, с измененнями.

1 - поверхность пласта; 2 - линия сброса: а и б - см. объяснение в тексте

Рис. 111. Сброс (1) и сдвиг (11) в плане. По А. Е. Михайлову.

1 - древняя порода; 2 - более молодая порода; 3 - маркирующий пласт;

4- ­направление падения крыльев складки

 

 

ВАЖНЕЙШИЕ ПРЕДСТАВЛЕНИЯ О СТРОЕНИИ И ЗАКОНОМЕРНОСТЯХ РАЗВИТИЯ ЗЕМЛИ

§ 54. Земная кора и верхняя мантия

Главными элементами рельефа Земли являются океанические впадины и выступы материков. Переход от материковых выступов к глубинам океанов происходит или резко через узкую зону кру­того материкового склона, например, у берегов Африки, или по­средством широкой переходной зоны, состоящей из окраинных морей, гористых островов и полуостровов, например, у восточных берегов Азии.

Геофизическими исследованиями установлено, что резкие раз­личия в рельефе крупных областей Земли связаны с не менее рез­кими различиями в глубинном строении земной коры этих обла­стей. Глубоководным океаническим пространствам соответствует маломощная: (не более 5-10 км) кора, состоящая из очень тонкого (не более 1-2 км) чехла осадков, накапливающихся в океанах (со скоростью порядка 1-5 мм в тысячу лет), и непосредственно подстилающей его толщи пород, обладающей упругими свойствами базальтов (мощность порядка нескольких тысяч метров). Ниже лежит подкоровая оболочка, или мантия Земли, имеющая скорее всего ультраосновной состав. Напротив, материки характери­зуются гораздо более мощной корой (35-40 км), состоящей из оса­дочного чехла (0-10 км) и так называемых гранитно-метаморфи­ческого (10-15 км) и базальтового (15-20 км) слоев. Переходным зонам с контрастным рельефом свойственна большая сложность строения земной коры с чередованием участков, которые обладают, с одной стороны, глубинным строением, сходным со строением, типичным для материков (иногда даже с более мощной корой ­до 50-60 км), с другой - близких по строению коры к океаниче­ским впадинам. Однако мощность осадков на участках такого «океаноподобного» строения коры в переходных зонах значительно

больше (до 10-15 км), а скорость их накопления значительно выше, чем в океанах.

Таким образом, основные черты рельефа земной поверхности отражают тектоническую структуру земной коры, развитие и динамика которой тесно связаны с процессами и движениями, происходящими в верхней мантии - до глубин порядка 700 ­- 800 км, где проходит нижняя граница глубокофокусных зем­летрясений. Особенно большую роль играет астеносфера - зо­на пластического, близкого к расплавленному состоянию веще­ства, располагающаяся в интервале глубин 100 -200 км от зе­мной поверхности и заключенная между жесткими под- и надас­теносферными частями мантии. Земная кора и надастеносферный слой составляют литосферу, в нижней части которой зарождают­ся магматические очаги, связанные, вероятно, с подъемом ра­зуплотненного (более подогретого) вещества астеносферы, в ре­зультате изменений термодинамического режима. Изменения последнего вызывают постоянные перемещения астеносферного материала, что возможно служит первопричиной миграции маг­матических очагов и возникновения тектонических движений.

 

[1] Регион (область) – в геологии, значительная по площади территория, обладающая общностью геологического строения и истории развития, т.е. единством геолого-исторического плана, например, Урал, Кузбасс и другие районы.