При изучении различных форм проявления тектонических движений обычно исходят из предположения о первичном горизонтальном залегании слоев осадочных пород, образующихся в конечных водоемах стока (морях и озерах. Однако такое первичное горизонтальное залегание пород в природе практически не встречается. По формам нарушения первичного горизонтального залегания слоев различают складчатые и разрывные (со смещением и без смещения) дислокации. К нарушениям относится и несогласное залегание пород, в котором отражается колебательный и горообразовательный характер тектонических движений. Размещение пласта горных пород или плоскости разлома, или осевой плоскости складки и т. д., в пространстве определяется элементами залегания.
Определение элементов залегания. К элементам залегания слоя пласта относятся: азимуты простирания и падения и угол падения, определяемые в полевых условиях с помощью горного компаса (рис. 5. 18).
Линия простирания — это линия пересечения поверхности слоя с горизонтальной плоскостью, т. е- любая горизонтальная линия на наклонной поверхности (пласта, крыла, складки, разрыва, трещины и т. д.).
Азимутом линии простирания называется правый векториальный угол между одним из двух направлений линии простирания и северным меридианом.
Линия падения — линия, располагающаяся в плоскости пласта, перпендикулярная к линии простирания и направленная в сторону наибольшего падения (поверхности пласта, крыла складки, разлома, трещины и т. д.). Эта линия имеет наибольший угол наклона к горизонту по сравнению с любой другой линией, которую можно провести на поверхности слоя.
Линия, направленная вверх по линии падения, называется линией восстания.
Рисунок 5.18 – Измерение элементов залегания пород с помощью горного компаса
Азимутом падения называют правый векториальный угол между северным меридианом и проекцией линии падения на горизонтальную плоскость.
Угол падения — угол между линией падения и проекцией ее на горизонтальную плоскость.
В полевых условиях на определяемой плоскости, прежде всего, находят линию падения; ее показывает струя воды, текущая сверху, катящиеся дробина, галька и т. д. С помощью приложенного к этой линии горного компаса по отвесу определяют угол падения, который никогда не превышает 90°. Затем определяют азимут падения. Для этого горный компас кладут на определяемую поверхность (длинная сторона компаса должна совпадать с линией падения, а север лимба должен быть ориентирован по падению поверхности), приподнимают опущенный край до горизонтального положения и производят отсчет по северному концу стрелки.
Записи элементов залегания в полевой книжке производят в магнитных азимутах, а во время камеральной обработки отсчеты приводят к истинному меридиану, вводя поправку на магнитное склонение (при западном склонения поправка вычитается, при восточном—прибавляется). Иногда сразу поворачивают лимб компаса на величину склонения.
Запись в полевой книжке выглядит таким образом: «Аз. пад. ЮЗ 230 3 5 (это значит: азимут падения ЮЗ 230°, угол падения 35°).
Азимут простирания замеряется обязательно при вертикальном залегании пород и когда падение неясно, а простирание заметно.
|
Точность измерений возрастает, если их произвести на нескольких площадках. Производят и контрольные измерения угла падения (отойдя от обнажения на несколько шагов), держа компас на вытянутой руке (рис. 5.19). |
| Рисунок 5. 19 – Контрольное определение угла падения пластов горных пород |
Изгиб слоя может быть направлен вниз, вверх и в любую сторону. Складки образуются от весьма различных причин и имеют весьма разнообразные формы и размеры. Складчатые формы возникают не только в слоистых породах: в складки могут быть смяты плоские и линзообразные тела и массивы как осадочных, так и изверженных горных пород. В большинстве случаев складчатые формы это признак изменения первоначального горизонтального или полого-наклонного залегания горных пород.
Их описание начинают с геометрической характеристики (рис. 5.20) видимых частей складок (азимут простирания оси складки, направление и угол падения шарниров складок, углы наклонов крыльев, высота, ширина и амплитуда). Замеряют и расстояние между замками складок. На зарисовках структур невидимую их часть изображают пунктиром, указывают места замеров горным компасом.
Рисунок 5.20 – Элементы складок
В процессе изучения складок выясняется и зависимость формы складки от литологических особенностей породы, изучается распределение трещиноватости в профиле складки, разрывных смещений, присутствие жильных тел. Следует обратить внимание на выявление соотношений мощности на крыльях и в замке складок. Существует несколько классификаций складок в зависимости от различных особенностей их строения (рис. 5.21).
Рисунок 5.21 – Классификации форм складок (в поперечном ее сечении)
1 –
верхноеги, гибающие мелкие, 20 — параллельность осевых поверхностей крупных и мелких тесно жатых складок, 21 — веерообразно расходящиеся осевые поверхности мелких
Складчатость, как правило, вызывается эндогенными процессами за счет сжатия горных пород при поднятии или опускании их, течения и раздавливания, в том числе и свободного гравитационного скольжения. Кроме того, образуются складки отраженные (при перемещениях по блокам), магматические и метаморфогенные.
В природе часто наблюдаются и экзогенные складки, среди них выделяются складки уплотнения, выпирания, разбухания, обрушения, оползания, гляциодислокации. Кроме того, выделяются складки облекания, не связанные с деформацией горных пород. Изгибы образуются в результате облекания слоями горных пород рельефа морского дна.
Диапировые складки образуются в тех случаях, когда ядро антиклинальной складки сложено пластическими породами вроде каменной соли, гипса, ангидрита, мягкой глины и др.
В результате нагнетания пластических пород в ядро складки ядро приподнимает вышележащие слои горных пород, они изгибаются в виде свода, растягиваются и даже разрываются, и в разлом пород устремляются пластические породы ядра. Поэтому ядро диапировой складки называют ядром протыкания. Это ядро часто имеет столбообразную, штокообразную и даже расширяющуюся кверху, в виде перевернутой капли форму. Породы ядра, нередко протыкая вышележащие слои, выдавливаются даже на дневную поверхность. Для диапировых складок характерно уменьшение мощности слоев над ядром протыкания и разрыв их. Если в нижней части складки ядро протыкает слои пород, то в верхней части складки слои над ядром могут только изгибаться. На рисунке 5.22 показана серия диапировых складок с ядром из галоидных образований. Диапировые складки представляют переходные тектонические формы от пликативных (сплошных) к дизъюнктивным (разрывным) типам нарушений.
Рисунок 5.22 - Складки с ядром протыкания (диапировые)
Выше мы описали главнейшие типы складчатых форм, как они выглядят в поперечных вертикальных разрезах. Но нельзя забывать, что складки – это объемные структурно-тектонические формы, из которых слагаются многие обширные области земной коры, которые так и называются складчатыми областями или зонами. Поэтому складки в земной коре преимущественно располагаются комплексами или сисЛекциями, представляя сочетание антиклинальных форм с синклинальными, хотя нередко и изолированные складчатые образования. В плане складки протягиваются или параллельными длинными рядами из отдельных форм, но отступающих несколько относительно друг от друга по своей длине (рис. 5.23), или располагаются изолированно или группами без особой какой-либо линейной ориентировки.
Рисунок 5.23 - Формы различных складок в плане:
а — прямые линейные; б — сундучные, в — косые, г — купола; д — брахиформные
Складки в плане могут также разветвляться или сходиться в пучки, погружаться и воздыматься. Все эти формы сочетания и расположения складок в плане очень хорошо прослеживались бы в рельефе на поверхности земли, если бы складки полностью сохранились и не подверглись разрушениям в результате развития денудационных процессов. Тогда геологическая карта такого складчатого района выглядела бы очень простой. Поскольку геологической картой является картина распространения горных пород на поверхности земли, которую можно наблюдать «с высоты птичьего полета», то при полностью сохранившихся складчатых формах (за исключением некоторых диапировых) поверхность земли была бы сложена одним самым молодым складчатым слоем. На геологической карте этого района, следовательно, был бы показать условным знаком самый верхний слой, хотя он был бы интенсивно смят в складки вместе с нижерасположенными слоями горных пород. Но в природе очень редко на поверхности земли сохраняются первичные, неденудированные, структурные формы. Разрушение складок с поверхности обычно происходит одновременно с процессом их формирования. В большей степени срезаются возвышенные воздымающиеся участки в рельефе, которые представляют своды, или замковые части, антиклинальных и крылья синклинальных складок. В результате этого на дневной поверхности появляются более древние породы, слагающие ядра антиклинальных форм. Наиболее молодые слои в синклинальных складках после денудации могут оставаться неразрушенными или в той и иной степени частично срезанными.
При построении геологических разрезов через складчатые формы залегания пород (рис. 5.24) следует вначале определить комплексы пород, которыми слагаются структурные формы: определить наиболее древние породы и стратиграфическую последовательность всех остальных пород до самых молодых отложений. Установить, какие возрастные горизонты в стратиграфическом разрезе отсутствуют, и причину их отсутствия на поверхности (размыв, перекрытие, выклинивание, дизъюнктивные нарушения). Нередко выявить причину отсутствия того или иного слоя или горизонта в стратиграфической последовательности бывает невозможно только по анализу участка построения разреза, в таком случае необходимо прочитать геологическую карту в смежных участках и по возможности установить причину отсутствия в разрезе этих слоев или горизонтов. Если отсутствующие на поверхности слои выходят на других соседних участках, то следует проследить их по простиранию и установить, где и в результате чего они исчезают на карте.
Выкопировка из геологической карты масштаба 1:50 000
Геологический разрез по линии А - Б
Рисунок 5.24 - Пример составления геологического разреза по геологической карте для района, сложенного складчатыми формами
Если на геологической карте участка построения геологического разреза выделяются структурные этажи, т. е. комплексы слоев, отличающихся формами залегания и падением, тогда требуется определить, какие породы входят в каждый структурный этаж и каковы соотношения в залегании между породами каждого комплекса.
В складчатых формах необходимо определить расположение антиклиналей и синклиналей, пользуясь таблицей условных возрастных обозначений горных пород. На карте следует проследить расположение шарниров этих складок. Шарниры и осевые линии складок на геологической карте определяются по точкам максимумов перегибов слоев, в замковых частях периклинальных или пентриклинальных окончаний складок. По ширине выходов слоев на крыльях складок и в их периклинальных и центриклинальных замыканиях необходимо определить типы складок, пересекаемых линией разреза, уточнить положение осевых поверхностей и определить направление падения слоев, относительную крутизну их наклона.
Изучение разрывных смещений. К разрывным смещениям относятся шесть групп элементарных структур: сбросы, взбросы, сдвиги, раздвиги, надвиги, покровы (рис. 5.25).
Рисунок 5.25 – Различные формы разрывных разрушений в поперечном сечении (1-11) и блок-диаграммах (12—14);
1 — сброс- 2 — взброс; 3 — ступенчатый сброс; 4 — ступенчатый взброс; 5 — грабен; 6 — рамп; 7 — горст; 8 — горст, ограниченный взбросами; 9 — грабен-синклиналь; 10 – горст; 11 – надвиг; 12 – сдвиг вертикальный; 13 – сдвиг наклонный;. 14 — шарнирный; 15 — направление действующих сил; 16 — направление перемещения пород
В пределах каждой из этих групп разрывы различают по следующим показателям по величине угла наклона плоскости сместителя — на пологие (до 30°), крутые (30—80°) и вертикальные (более 80°);
по отношению к простиранию нарушенных пород—на продольные (простирание сместителя совпадает с простиранием нарушенных пород), диагональные (сместитель ориентирован под углом к простиранию пород), поперечные (направлены вкрест простирания пород);
по соотношению наклона сместителя и нарушенных пород—на согласные (наклон пород и сместителя направлен в одну сторону) и несогласные (породы и сместитель падают в разные стороны):
по направлению движения крыльев—например у сброса висячее крыло движется вниз—прямой, лежачее вверх—обратный, шарнирные (либо крылья, поворачиваются в разные стороны, либо в одну и ту же сторону, но вокруг оси, перпендикулярной к простиранию сместителя), цилиндрические (сместитель в виде дуги);
по взаимному расположению в плане — на параллельные и ступенчатые (поверхности сместителей в плане и разрезе параллельны, смещение иногда имеет ступенчатый характер), радиальные (расходятся от одной точки по радиусам; они возникают на куполовидных складках), перистые (образуют ветвящуюся сеть);
по отношению ко времени образования отложений, нарушенных разрывами — на конседиментационные (возникают и развиваются одновременно с образованием осадочной толщи; на поднятых крыльях в сбросах и на опущенных крыльях взбросов и надвигов, стратиграфический разрез сокращен) и постседиментационные (возникают после образования осадков).
Помимо элементарных структур выделяются и сложные: сложные сбросы, сложные взбросы и надвиги, грабены, рампы, горсты. Среди крупных региональных образований выделяются глубинные разломы и рифты (раздвигового происхождения). Все эти сложные и региональные структуры могут быть прослежены только при изучении крупных регионов. При полевых исследованиях возможны встречи лишь с их отдельными элементами. Описание элементарных разрывных структур следует начинать с их геометрической характеристики. Это важно для определения истинного смещения. Так, при изучении разрывных нарушений при перемещениях по падению (сбросы, взбросы, надвиги и т. д.) определяются следующие элементы: характер крыльев, вертикальная и горизонтальная амплитуда смещения, сближение или расхождение, стратиграфическая амплитуда.
Если изучается структура, в которой смещение произошло строго по простиранию (сдвиг), определяется лишь амплитуда смещения (горизонтальное смещение). Далее изучаются зона нарушения, характер изменения пород в ее пределах, значение нарушения для распределения полезных ископаемых, определяются элементы залегания горных пород по обе стороны от сместителя и его плоскости.
Производится описание сместителя: очертание плоскости (прямолинейная, криволинейная и т. д.), жильные минералообразования, наличие зеркал скольжения, штрихов, бороздок, выступов, брекчий трения (их мощность, состав пород в них), направление смещения крыльев сброса. Если сложно выяснить, какое из крыльев опущено или надвинуто, устанавливают это с помощью косвенных признаков: изучают завороты голов пластов, срезанных сместителем (они изгибаются в сторону смещения противоположного блока), характер поверхности скольжения, строение борозд скольжения (борозды по направлению движения противоположного блока расширяются, кроме того, в этом же направлении наблюдается большая сглаженность внутри борозды), поперечные уступчики на поверхности скольжения (они направлены в сторону движения противоположного блока).
При определении относительного перемещения крыльев разрыва сравнивается возраст пород, обнажающихся па поверхности по линии разрыва. Приподнятым является то крыло, в пределах которого обнажаются более древние породы, опущенным то, где более молодые породы.
Разрывные смещения устанавливаются иногда по косвенным признакам: наличию брекчий и обломков инородных пород в разрыве—сбрасывателе, резкому изменению элементов залегания пород и рядом расположенных обнажениях (при условии, что наличие складчатости на этом участке исключается), сильной тектонической трещиноватости, зонам милонитизации, обилию жильных образований, признакам эндогенного оруденения, выходам подземных вод по разломам, резким уступам в рельефе местности и т, д. (рис. 5.26). Возраст разрывных смещений устанавливается с учетом возраста нарушенных и перекрывающих пород или по косвенным данным (время формирования складчатости в районе, проявления интенсивных вертикальных движений или магматизма).
Покровы, или шарьяжи, встречаются редко, как правило в предгорьях. Это крупные надвиги, перемещающиеся по пологим, горизонтальным или волнистым поверхностям на большие расстояния. Здесь выделяются элементы: автохтон (лежачее крыло), аллохтон (висячее крыло, надвинутое), поверхность волочения (по ней движется аллохтон), фронт покрова (передняя часть), корни покрова (тыловая часть), тектонические окна. Там где эрозия разрушает сам покров, в отдельных местах сохраняются экзотические останцы или останцы — свидетели, клиппены.
Рисунок 5.26 – Геоморфологические методы выделения тектонических нарушений доВ. Н. Павлинову.
1 — сохранившиеся крутые сместители (склоны); 2 — подпруженныеозера и сухие русла формы речных долин; 3 – суженные долины; 4 — резкие изгибы русел рек, изменения формы речных долин; 5— висячие долины
С покровами связано образования тектонического меланжа — сложных зон пестрых глыбовых брекчий длительного развития, с зеркалами скольжения — приуроченного к крупным глубинным разломам окраин складчатых систем; олистростом — хаотических скоплений оторванных несортированных обломков горных пород часто больших объемов с последующим их скольжением по склону и дну бассейна; присутствие ультраосновных магматических горных пород — гипербазитов, происхождение которых связывают с основанием офиолитовых чешуи.
Если сместитель падает в сторону опущенной части структуры, то это признак сброса, если же сместитель падает в сторону приподнятой части, то это может быть взброс или надвиг.
На протяжении линии разрывного нарушения одна структурная форма может сменяться другой. Например, сброс может сменяться взбросом или надвигом (шарнирные формы). Поэтому для определения боков смещения дизъюнктивного нарушения необходимо в нескольких точках по линии разрыва определить соприкосновение разновозрастных пород (рис. 5.27).
Рисунок 5.27 - Блок-диаграмма участка складчатых форм, нарушенных сбросами
Определить опущенный и относительно приподнятый бока (крылья) в сбросах или взбросах, рассекающих поперек или по диагонали складчатую форму, можно по конфигурации смещенных частей складки (рис. 3.24). Опущенная часть антиклинальной складки при сбросе или взбросе будет более узкой, чем приподнятая эродированная часть. В синклинальных формах, наоборот, опущенная часть складки будет более широкой. В ядре приподнятой части антиклинальной складки могут обнажаться более древние породы, тогда как в синклинальной складке в ядре опущенной части могут сохраниться относительно более молодые слои. При сбросах и взбросах не происходит смещения осевых линий при переходе их с одного бока структуры на другой, этим они отличаются от сдвигов.
Сдвиги в складчатых формах выражаются горизонтальным смещением блоков и на геологических картах выглядят как смещенные по линиям разрыва части без изменения ширины складок по обе стороны разрыва, но с разрывом и относительным смещением разорванных частей осевых линий складок (рис. 5.28).
Рисунок 5.28 - Складки, нарушенные сдвигами и сбросом
(геологическая карта)
На геологических картах тектонические нарушения показываются красными или жирными черными линиями. На сместителе указывается с помощью красных или черных стрелочек направление паления сместителя и угол его падения. Примеры изображения разрывов на геологических картах и разрезах показаны на рисунках 5.26 – 5.28. Геологические разрезы должны являться неотъемлемой частью и средне- и крупномасштабных геологических карт, как рисунок, отображающий характер залегания горных пород на поверхности и на глубине. Составление геологических разрезов позволяет не только иллюстрировать строение участка земной коры, но также и изучать залегание пород и выявлять дополнительные структуры, уточнять представления о формах складчатых структур, их взаимоотношениях, уяснять положение разрывных нарушений, которые на поверхности бывают незаметны.
Геологические разрезы обычно составляются по линиям через участки, наиболее важные для общей характеристики геологического строения.
Линия разреза должна наноситься на карту только после того, как последняя прочитана на том участке, для которого составляется разрез. При знакомстве с залеганием пород на изучаемом участке необходимо обратить внимание в первую очередь на определение типов тектонических нарушений: выделить участки горизонтального |залегания, участки с моноклинальным залеганием пород, участки складчатого строения, участки распространения изверженных горных пород и разрывных нарушений.
Если линия геологического разреза пересекает поверхность разрывного нарушения (рис. 5.29), то необходимо определить, к какому типу это нарушение по своей форме относится. Вертикальные сместители на геологических картах обычно выглядят в виде прямых линий, протягивающихся в определенном направлении независимо от пересекаемых ими форм рельефа.
Выкопировка из геологической карты масштаба 1:50 000
Геологический разрез по линии Г-Д
Рисунок 5.29 - Пример составления геологической карты и разреза
(для района, сложенного складчатыми формами, осложненными сбросами)
Крутопадающие сместители тоженакарте практически имеют след от пересечения рельефа местности в виде прямых линий. Только при очень пологом падении сместителей и несколько изрезанном, со значительными относительными превышениями точек рельефа, линии надвигов будут извилисты, а формы их целиком будут объясняться рельефом местности.
Изучение трещинной тектоники. Трещины (разрывы без смещения) изучаются практически в любых горных породах. Те из них, что видны невооруженным глазом, называются макротрещинами. Они подразделяются на тонкие (до 2 мм), мелкие (2—5 мм), средние (5—20 мм), крупные (20—100 мм), очень крупные (более 100 мм). По происхождению трещины бывают тектоническими (трещины с разрывом сплошности пород: отрыва, скалывания, кливаж) и нетектоническими (трещины первичные, выветривания; оползней, обвалов, провалов; расширения пород при разгрузке). Различие между первыми и вторыми состоит в том, что тектонические трещины более выдержаны и ориентированы по единому плану в различных по составу породах. Они представляют особенный интерес, потому что в тектонической трещиноватости по существу отражается структурный план земной коры изучаемой территории, а иногда и всего района. Тектонические трещины резко преобладают, что делает возможным применение статистического способа изучения трещиноватости, заключающегося в замерах элементов простираний массы трещин. В этих условиях проявление нетектонической трещиноватости затушевывается.
Трещины тектонического происхождения можно наблюдать визуально при предварительном осмотре любого обнажения. Они, как правило, объединяются в системы, образующие часто правильные геометрические сетки (рис. 5.30).
Рисунок 5.30 – Типы трещин и их сочетания, по В. И. Павлинову;
1 — ряд;2 — сисЛекция трех рядов: 3 — радиальные; 4 — концентрические; 5 — кулисные; 6 — гирлянды (два кулисных ряда); 7 — торцовые; 8 — перистые; 9 — лестничные; 50 —«конский хвост»; 11 — «черепаховая структура»
При изучении тектонической трещиноватости важно различать трещины отрыва и скалывания.
Трещины отрыва образуются в породах, в условиях растяжения. Они обычно образуют систему из двух рядов круто наклоненных трещин, пересекающихся в плане и разрезе под прямым (или почти под прямым) углом: один из рядов развивается согласно с простиранием пород, другой с падением. Трещины эти обычно имеют неровную зернистую поверхность. Трещины скалывания образуются в условиях сжатия пород. Их стенки обычно плотно сжаты и имеют гладкую поверхность. Все зерна (в том числе и гальки) срезаются, а не выдергиваются, как это наблюдается в трещинах отрыва. Трещины скалывания широко известны в областях, где наблюдаются взбросы и сдвиги- Эти трещины обычно образуют два ряда, ориентированных под углом к оси сжатия.
Тектонические трещины обычно разделяют на трещины I и II порядков, Первые рассекают несколько слоев различного литологического состава, вторые секут один или несколько слоев одинакового литологического состава.
Тектонические трещины могут быть местными (вызванными локальными или региональными тектоническими нарушениями) и планетарными (вызванными планетарными причинами, чаще ротацонными). Характер их проявления зависит от внутренних напряжений в самой породе. Н. С. Шатский в пределах Восточно-Европейской платформы выявил четыре системы планетарной трещиноватости ротационного происхождения: широтную, меридиональную, северо-восточную и северо-западную.
Изучение тектонических трещин важно с той точки зрения, что в геологическом прошлом в результате гидротермальных процессов в них накапливались различные минералы; многие из них представляют промышленный интерес (свинцовые, цинковые и другие руды). С трещиноватостью связана и циркуляция подземных вод.
Трещиноватость изучается в любых горных породах, в различных обнажениях, Вначале на выветрелой стене скального выхода находят системы тектонической трещиноватости (определяют азимут простирания и угол падения этих систем), затем каждая из трещин изучается отдельно. При этом, производятся следующие наблюдения: визуально устанавливается происхождение трещин; подсчитывается частота развития трещин или модуль трещиноватости (количество трещин на 1 м разреза); описывается внешний вид трещин разных типов (прямолинейные, кривые, ровные, неровные, гладкие, блестящие, шероховатые, волнистые и т. д.); выясняется наличие зеркал пли штрихов скольжения на стенках трещин, а также пленок кальцита, кристаллов кварца, пирита, каолина или гипса; указывается форма отдельностей породы, ограниченных трещинами (кубическая, ромбоидальная, столбчатая, пластинчатая и т. д.); на всей поверхности обнажения подсчитываются все мелкие трещины и замеряются их азимуты простирания (около 200—300 трещин). Эти данные вписываются в таблицу, где материал располагается в двух румбах (северо-восточном и северо-западном).
Число замеров суммируется в группы, кратные 5°, подсчитывается общее число замеров, и эта сумма принимается за 100%. Наибольший интерес, с точки зрения выявления общих закономерностей, представляет изучение трещиноватости на платформах — здесь меньше всего оказывается локальная. Трещиноватость, которая отчетливо вырисовывается в горных районах. Наблюдаемые в горных районах трещины чаще всего размещаются наклонно. Поэтому для графического изучения трещиноватости применяются более сложные методики, включающие и данные об их наклоне.
Кливажем (от франц. кливаже—расслаивание, расщепление) называется способность деформированных пород раскалываться на тонкие пластинки и призмы по системе параллельных или почти параллельных поверхностей, секущих слоистость (секущий кливаж) или согласных с ней (послойный кливаж).
Наблюдается в складчатых сисЛекциях и возникает под влиянием горизонтального сжатия: когда один слой скользит по другому, силы верхнего слоя направлены по восстанию, нижнего—по падению (кливаж образуется между ними). Мощность слоев, подвергнутых кливажу, до 200—400 м. Секущий кливаж подразделяется на веерообразный, S-образный, г-образный (рис. 5.31.).
Рисунок 5.31 - Типы кливажа (а) и положение трещин в кливажированном слое (б):
1 — веерообразный; 2 — г-образный; 3—S-образный; 4 — параллельный; Трещины: 5 — скалывания; 6 — отрыва
Изучение несогласий. Известно два типа несогласий: стратиграфическое (оно характеризуется перерывом в осадконакоплении) и тектоническое (возникающее в результате тектонических перемещений одних толщ относительно других).
При изучении стратиграфического несогласия важно вначале установить его возраст (путем сравнения возраста горизонтов, лежащих выше и ниже), затем выяснить отчетливость выражения поверхности несогласия. По этому признаку (рис. 5.32) различают отчетливое несогласие с резко выраженной поверхностью (иногда несогласие проходит по подошве базального конгломерата) и скрытое — с неопределенным положением поверхности несогласия.
Рисунок 5.32 – Типы стратиграфических несогласий и строение их поверхностей (а-ж – по А. А. Богданову и А. Е. Михайлову; д – по В. Е. Хайну)
а – параллельное; б – скрытое (1 – гранит; 2 – элювий гранита; 3 – аркозовый песчаник; 4 – неслоистый песчаник; 5 – слоистый песчаник среднего девона); в – географическое (α < 1°); г – слабое угловое (α < 30°); д – резкое угловое (α > 30°); е – параллельное прилегание; ж – несогласное прилегание; з - региональное угловое несогласие
Далее изучается строение поверхности несогласия (ровная, карманообразная, закарстованная и т. п.), что имеет важное значение для прогноза полезных ископаемых (например, часто встречаются «карманы» с бокситами внутри толщ известняков и т. д.). Устанавливается величина наклона поверхности несогласия. Обычно по этому признаку выделяют три группы несогласий; географическое (с наклоном между слоями обеих толщ менее 1°; устанавливается лишь при изучении больших территорий); параллельное (частный случай географического, когда слои по обе стороны залегают горизонтально); угловое—слои по обе стороны несогласия имеют различный угол наклона (если угол меньше 30° — слабое угловое несогласие, более 30° — резкое; выделяют и азимутальное угловое несогласие, когда простирания контактирующих толщ не совпадают).
Различают два частных случая параллельного несогласия: параллельное прилегание (поверхность предшествующего размыва имеет резко выраженный характер, а новые отложения выполняют углубления, сохраняя параллельность залегания) и плащеобразное облекание (плащеобразное покрытие неровностей поверхности древнего рельефа с постепенным выполаживанием и выравниванием залегания вышележащих толщ).
Выделяют краевые несогласия, возникающие в случаях, когда колебательные тектонические движения проявляются лишь в краевых (береговых) частях бассейна накопления. Разновидности краевого несогласия: помимо параллельного прилегания, рассмотренного выше, наблюдается трансгрессивное, или несогласное, прилегание, верхние слои на нижних залегают с угловым несогласием, образуются в результате постепенного расширения контуров бассейна при погружении его дна или поднятии уровня моря; регрессивное прилегание (верхние слои представлены регрессивной толщей горных пород) формируется на фоне последовательного отступания береговых линий.
При наблюдении выясняется и характер распространенности несогласий:
Региональные характерны для обширных территорий, а местные определяются поднятиями локальных тектонических структур. Часто региональные несогласия приурочены к зонам линейной складчатости, а местные — к районам прерывистой складчатости.
Стратиграфические несогласия устанавливаются по следам выветривания и результатам других экзогенных процессов, приведших к формированию выветрелой поверхности; различным неровностям («карманам» и выступам); угловому несогласию; возрастному разрыву между возрастом нижней и верхней толщ (важнейший признак для отложений платформенных областей); различию в степени складчатости и метаморфизма между слоями; наличию базальных конгломератов на несогласии (с галькой подстилающих пород); иногда по резкому переходу от морских отложений к континентальным, и наоборот (если границы этих переходов свидетельствуют о перерывах в отложениях осадков).
Тектонические несогласия вызываются тектоническими разрывами и перемещениями по ним блоков пород (взброс, надвиг, наволок, шарьнж). В результате этого по плоскости несогласия, совпадающей с тектоническим разрывом, приходят в соприкосновение толщи различного возраста и происхождения. Линия контакта между ними, как правило, более резкая и отчетливая, чем линия стратиграфического несогласия, часто она сопровождается тектонической брекчией, зоной милонитизации пород, вторичной трещиноватостыо, штрихами и зеркалами скольжения. Часто важным признаком этого несогласия является перекрытие молодых отложений древними. Тектонические несогласия на геологических картах, колонках, разрезах обозначаются знаком разрывного нарушения.
