Надвиг - разрывное нарушение обычно с пологим (до 45-600) наклоном сместителя. Большинство надвигов связано со складчатыми структурами, являясь как бы их продолжением.

Надвиги с большой амплитудой наружного крыла, измеряемой многими километрами, и очень пологой, обычно волнистой поверхностью перемещения, называются тектоническим покровом или шарьяжем.

Элементы надвигов:

1) надвинутый бок (висячий) - аллохтон;

2) передняя часть аллохтона ? лоб или фронт;

3) поднадвиговый бок ? автохтон.

Наиболее хорошо надвиги развиты в Альпах, Карпатах, на Урале. При денудации отдельных частей покрова (аллохтона) внутри него образуются тектонические окна. Оставшиеся от размыва участки аллохтона, лежащие на автохтоне, называют тектоническими останцами (экзотическими утесами).

Системы сбросов и сбросов

Разрывные нарушения очень части группируются в комплексы крупных размеров.

Ступенчатые сбросы и взбросы - системы параллельных или почти параллельных сбросов и взбросов, по которым произошли перемещения в одних и тех же направлениях.

Грабен - участок земной коры, ограниченный с двух или нескольких сторон сбросами (реже взбросами) и опущенный по ним относительно смежных блоков. В результате денудации в центральных частях грабенов оказываются более молодые породы, чем по краям. Грабены могут быть ограничены ступенчатыми разрывами. Примеры грабенов: Байкал, Красное и Мертвое моря. Верхне-Рейнский грабен - длина около 300 км, ширина до 40 км, амплитуда более 1 км.

Горст - участок земной коры, поднятый относительно смежных участков. При денудации горста в центральных частях у него вскрываются более древние породы. Примеры: Шварцвальд, Вогезы, Баварский лес и др.

Чешуйчатые надвиги - системы параллельных или почти параллельных надвигов, перемещавшихся в одном направлении.

Полевые наблюдения над разрывными нарушениями

Прямые признаки разрывных нарушений:

1) смещение слоев вдоль сместителя, по линии разрыва соприкасаются породы разного состава и возраста;

2) повторение выходов одних и тех же пластов на разных блоках;

3) различие в элементах залегания пород;

4) шов разрыва, по которому произошло смещение;

5) брекчия трения (тектоническая брекчия) - угловатые обломки пород, сцементированные минеральными образованиями или тонкообломочным материалом, образовавшимся при дроблении в зоне перемещения;

6) милонит - тонко растертая роговикоподобная порода, которая располагается обычно параллельно сместителю. Чаще всего милонит образуется по плоскостям надвигов;

7) зеркала скольжения - гладкие отполированные поверхности на сместителях, нередко со штрихами и бороздами, указывающими направление движения блоков;

8) резкий обрыв пластов или уступ в рельефе;

9) зона разломов и связанная с ней минерализация;

10) выходы подземных вод на линии разрыва;

11) тектонические речные долины приурочены к разрывным нарушениям

На геологической карте разрывные нарушения изображаются красными линиями. Направление падения и угол падения обозначается красными штрихами, направленными в сторону опущенного крыла. Характер (изогнутость) линии выхода сместителя зависит от угла падения и от характера рельефа.

На геологической карте, как и на местности, сброс может быть обнаружен:

1) по перемещению выхода пласта вдоль линии сброса;

2) по повторению или исчезновению выхода пласта;

3) по изменению простирания пород в выходах вдоль линии шарнирного сброса.

Определение поднятого и опущенного блоков

1. Правило пяти «П»: поднятый пласт переместился по падению.

2. В поднятом блоке вдоль линии выхода сместителя обнажаются более древние породы. Это правило справедливо лишь при нормальном залегании слоев. При перевернутом залегании соотношение будет обратным.

3. По ширине выхода слоя в складке. Сравниваются расстояния между одной и той же поверхностью напластования в обоих блоках. В антиклинали на поднятом блоке расстояние больше, чем на опущенном. В синклинали - наоборот.

При сдвиге расстояние между соответствующими точками в перемещенных блоках сохраняется.

Возраст разрывных нарушений определяется в соответствии с возрастом пересекаемых и покрывающих разрыв пород.

Нетектонические дислокации

Границу между тектоническими и нетектоническими дислокациями провести сложно. Обычно (но не всегда) нетектонические дислокации расположены бессистемно, а тектонические - систематически, упорядоченно. Для тектонических систем характерно определенное простирание складок, сочетание их с разрывами и т.д.

Примеры нетектонических дислокаций

1. Слои, образованные в результате стремительного выноса массы осадочного материала в мутьевом потоке. Мутьевые потоки образуются на дне современных морей и океанов. Они выносятся через глубоководные каньоны. Глинистый материал, выносимый мутьевыми потоками, поступает в глубоководные впадины. Осадки мутьевых потоков находят не только в современных отложениях, но и в древних образованиях.

2. Нептунические дайки. Это внедрения пластичных пород (глин, влажного песка) в трещины, возникшие вблизи этих пород. После отвердения глины получаются тела, по форме сходные с дайками, но образованные осадочным материалом.

3. Подводные оползни. В текучих, насыщенных водой осадках, оползание может происходить при очень малых углах наклона (30). Начало смещение пород может быть вызвано сейсмическим сотрясением поверхности.

Признаки оползневых дислокаций (отличие их от тектонических):

а) нарушенная зона снизу и сверху ограничена спокойно залегающими слоями;

б) нарушения наблюдаются в пачке слоев малой мощности;

в) отсутствие кливажа;

г) неправильный характер деформаций и отсутствие связи их с региональной тектоникой;

д) границы слоев нечеткие.

4. Дислокации, связанные с увеличением объема пород.

Ангидрит, поглощая воду, превращается в гипс. Его объем при этом увеличивается на 60%. Если ангидрит залегает прослоем среди других пород, то при расширении он деформирует другие породы, сминает их в складки и разбивает трещинами на куски, надвинутые друг на друга.

5. Складки выпирания. Поднятия глинистых толщ по долине реки под давлением вышележащих пород. Возникает подобие антиклинали.

6. Карстовые обрушения и косые пласты. В карстующихся породах происходит образование пустот. Кровля пород обваливается, залегание пород нарушается. Образующиеся карстовые провалы со временем заполняются обломками пород, образуются карстовые брекчии. В речных долинах под воздействием подруслового карста образуются форма, заполненная русловыми осадками. На контакте с вмещающими породами (карстующимися) создается кора выветривания карбонатов. Расположение осадков в речной форме напоминает синклиналь (косые пласты).

7. Гляциодислокации возникают под действием ледников. Ледник, двигаясь по подстилающим породам, сминает их в складки и надвиги (Каневские дислокации). Чаще, чем складки, встречаются передвинутые ледником глыбы пород - ледниковые отторженцы. Перемещение возможно на многие километры и даже сотни километров. Отторженцы могут быть скальными породами, а также рыхлыми. Ледник переносит вмерзший в него песок, который впоследствии вытаивает. В таких ледниковых отторженцах может быть сохранена слоистость песчаных отложений. Важно знать происхождение такой положительной формы рельефа: является ли она унаследованной положительной формой, испытывающей длительный тектонический подъем (что перспективно при поисках нефти) или же это принесенный ледником отторженец.

8. Ледниковые клинья образуются в морозобойных трещинах. Часто они заполнены затекшим инородным грунтом. Под воздействием мерзлотных процессов происходит изменение текстуры пород, ледяные клинья деформируют горизонтально лежащие породы, образуются формы, напоминающие складки. При промерзании грунта возникают гидролакколиты. Они деформируют породы. При оттаивании гидролакколита образуется просадка.

Формы залегания интрузивных пород

Интрузивные горные породы широко развиты в земной коре. Они возникают в результате кристаллизации магмы на глубинах более 1,5?2км. Интрузивные тела называют плутонами.

По отношению к залеганию вмещающих пород интрузивные тела разделяют на согласные и несогласные.

Согласные интрузивные тела имеют контакты, параллельные контактам вмещающих пород. Контакты могут быть горизонтальными, наклонными и вертикальными - лакколиты, лополиты, факолиты, силлы.

Несогласные интрузивные тела имеют контакты, секущие поверхности напластования - дайки, штоки, батолиты, магматические диапиры, ареал-плутоны

По очертаниям контакта интрузивные тела разделяются на простые, повторные и сложные.

Простая интрузия образуется в результате однократной инъекции (внедрения).

Повторная - в результате многократного внедрения однородной магмы.

Сложные интрузии возникают из двух или более инъекций магм разного состава.

Согласные интрузивные массивы

Лакколиты - интрузивные тела грибообразной формы, образовавшиеся в результате внедрения магмы между слоями под давлением. Они обычно возникают на глубине 0,5?3км. Состав магмы средний и щелочной. Длина их 3?6 км при мощности 1?2 км. В типичных лакколитах мощность меньше длина в до 10 раз. Если длина больше мощности более чем в 10 раз, то такая залежь называется пластовой или силлом.

Лополиты - согласные интрузии в форме блюдца или чаши. Размеры до сотен км в поперечнике. Они сложены основными, ультраосновными и щелочными породами, реже кислыми.

Гипотезы происхождения лополитов:

1) существовала синклиналь, а затем произошло внедрение интрузии;

2) образование лополита и синклинали происходило одновременно.

Факолиты - небольшие согласные интрузивы в виде серпа или зерна чечевицы. В поперечнике они несколько сотен метров (реже тысячи метров). Приурочены к замкам складок (чаще антиклиналей) в результате пассивного заполнения магмой полостей между слоями во время складкообразования.

Силлы - интрузивные залежи, пластовые интрузии, залегающие параллельно напластованию вмещающих пород. Они сложены различными интрузивными породами.

Несогласные интрузивные массивы

Дайки - секущие интрузивные тела, ограниченные параллельными стенками и образующиеся при заполнении магмой трещин в горных породах. По расположению в плане различают дайки параллельные, ветвистые, радиальные и кольцевые. Мощность даек от нескольких см до сотен метров, длина от нескольких метров до 100 км.

Батолиты - крупные интрузии, приуроченные к складчатым структурам регионального масштаба. Размеры батолитов до 100 км в длину и десятки км в ширину. Площади выхода превышают 100 км2. Магма оказывает тепловое, химическое и механическое воздействие на вмещающие породы. В результате механического воздействия магмы во вмещающих породах образуются складки и разрывные нарушения. Термальное и химическое воздействие изменяет состав и структуру пород на контакте.

Штоки - секущие интрузивные тела округлой или вытянутой формы, имеющие площадь выхода на поверхность менее 100 км2. Они представляют собой самостоятельные массивы или являются ответвлениями от батолитов. Разделение штоков и батолитов часто условно.

Апофизы и языки ? мелкие инъекции магмы в виде несогласных ответвлений неправильной формы от крупной интрузии.

Магматические диапиры - гипабиссальные интрузии, т.е. образующиеся на небольших глубинах и занимающие промежуточное положение между глубинными и излившимися породами. Их форма веретенообразная или грушеобразная, вытянутая в плане и в разрезе. При их внедрении окружающие породы сминаются в складки и разрываются. Состав средний и щелочной.

Ареал-плутоны - огромные по площади массивы гранитов и гранито-гнейсов, не имеющие четких очертаний с поперечными размерами в сотни километров. Они распространены в АR и нижне-PR фундаменте древних платформ (Карелия, Алдан, Украинский щит). Они образовались при неоднократно повторяющихся этапах интрузивной деятельности в условиях незначительных глубин и очень высоких температур. Такие условия существовали только в архее и протерозое.

Протрузия - интрузия, образовавшаяся на глубине, а затем в холодном состоянии внедрившаяся вверх вдоль зон глубинных разломов. Протрузии характерны для основных и ультраосовных пород. Под действием тектонических сил ультраосновное тело выживается к поверхности земли наподобие соляного диапира.

Некки - вулканические жерла, представляющие собой нижние части вулканического канала, т.е. переходные к эффузивным излияниям. В плане некки имеют округлую или неправильную форму, размеры от нескольких десятков метров до 1,5 км в поперечнике. Боковые стенки их почти вертикальные.

Внутреннее строение интрузивных массивов

Большинство изверженных горных пород обладает внутренней структурой - элементами первично-магматической тектоники или прототектоники. Она выражается в закономерном пространственном расположении минеральных агрегатов, трещин, шлиров и ксенолитов.

Шлиры - участки с ненормальным составом или структурой среди основной массы плутона. Например, скопления биотита в граните, причем переход от шлира к основной массе постепенный.

Ксенолиты - включения обломков, чуждых магматической породе, в которой они встречены. Это включения вмещающих пород, образующиеся при их ассимиляции (захвате и растворении) магмой.

Прототектоника жидкой фазы выражается в проявлении первичных полосчатых и линейных структур, отображающих динамические условия и направление течения магмы при внедрении.

Полосчатые (плоскостные) текстуры течения характеризуются послойным чередованием пород различного состава или чередованием полос, обогащенных каким-либо минералом. Мощность полос от нескольких мм до сотен метров. Обычно полосы параллельны бывшему контакту интрузии, характерны для щелочных и основных пород.

Линейные текстуры течения характеризуются параллельным расположением игольчатых, призматических или таблитчатых кристаллов (слюда, роговая обманка, пироксен и др.), шлиров и ксенолитов.

Прототектоника твердой фазы. В конце процесса отвердевания магмы под влиянием сил сжатия и растяжения, связанных с охлаждением и сокращением объема магматической породы, а также силы тяжести, в магматическом теле образуются системы первично-магматических трещин.

1) Пластовые трещины - горизонтальные или почти горизонтальные, параллельные контакту интрузии, образуются в верхних и боковых частях интрузии.

2) Продольные трещины - трещины сжатия, расположены по простиранию линейных структур течения, в основном вертикальные или круто наклонные.

3) Поперечные трещины - трещины отрыва - перпендикулярны к плоскостным структурам течения, лучше выражены в краевых частя массивов.

4) Диагональные трещины - образуются не всегда. Возможно, это трещины скалывания и они являются вторичными.

Определение возраста интрузий

Относительный возраст интрузий устанавливают по возрасту пород прорванных интрузией и перекрывающих их осадочных пород. При определении возраста необходимо различить «горячий» (активный, интрузивный) и «холодный» (пассивный, стратиграфический) контакты.

Горячий контакт указывает на более молодой возраст интрузии относительно вмещающих пород. При установлении горячего контакта можно наблюдать:

1) присутствие в интрузии ксенолитов;

2) наличие апофиз (ответвлений) во вмещающие породы;

3) явления контактового метаморфизма - изменения вмещающих пород под влиянием высокой температуры, газов и паров. В интрузивных телах возникает зона эндоконтакта, во вмещающих породах - зона экзоконтакта. В этих зонах образуются роговики, скарны и др. породы, часто содержащие оруденение. Мощность экзоконтактовой зоны может достигать первых км. У гранитных интрузий ширина ореола контактового метаморфизма до 1?3 км.

Роговик - контактово-метаморфическая порода плотного зернистого строения, возникшая в результате воздействия интрузивных масс на вмещающие породы.

Скарны - жильные породы, возникающие на контакте интрузий с вмещающими телами и состоящие преимущественно из граната и пироксена с примесью амфибола и хлорита.

При холодном контакте в трансгрессивно залегающих породах (на размытой поверхности интрузий) в самых нижних пластах наблюдаются продукты разрушения и интрузивных пород в виде глыб, галек и минералов (базальные конгломераты).

Абсолютный возраст изверженных пород определяется по продуктам распада радиоактивных элементов, содержащихся в минералах интрузивного тела.

Картирование интрузивных тел проводится сплошным оконтуриванием обнажений с применением горнопроходческих, буровых и геофизических работ + дешифрирование АФС (особенно цветных). На АФС интрузивные тела отличаются окраской и отсутствием слоистости. В пределах крупных интрузивов речная сеть приобретает ветвистый характер. В рельефе интрузии имеют положительные формы.

Дайки и жилы имеют линейную форму в плане, в виде скалистых вытянутых останцов и гряд. Геоботанические признаки - отсутствие или слабое развитие растительности (в основном растительность развита по трещинам).

Для изучения интрузий обычно отбирается много образцов для изготовления шлифов. Особенно тщательно должны быть изучены зоны контакта интрузий.

Изучение состава интрузивных тел

Разнообразие петрографического состава в однофазном интрузиве обычно вызывается двумя процессами: дифференциацией и ассимиляцией.

Дифференциация - разделение еще не остывшей магмы по составу под влиянием конвекционных потоков и гравитационно-кристаллизационных процессов (погружение выделившихся тяжелых минералов и их новое появление). Дифференциация приводит к появлению в краевых зонах интрузивов пород более основного состава.

Ассимиляция - изменение первоначального состава магмы под влиянием расплавленных в ней боковых вмещающих пород или пород кровли. Это приводит к образованию пород непостоянного состава, отличающихся от пород, слагающих основную часть массива.

Формы залегания эффузивных пород

Эффузивные (вулканогенные) породы образуются в результате излияния магмы (лавы) на земную поверхность. Излияния лавы на земную поверхность и сопровождающие их явления называют вулканическими извержениями - истечение, эксплозия, экструзия. Характер извержения зависит от химического состава лав. Лавы основного состава обладают большой подвижностью и растекаются по большим площадям, кислые более вязкие и менее подвижные.

По типу образования эффузивные породы делятся на 1) вулканические (центральные) излияния и 2) трещинные излияния.

При центральном типе излияний образуются лавовые потоки, вытянутые в направлении растекания по склону вулкана. Длина потоков зависит от химического состава лавы и уклона местности. Она достигает 1-5 км у кислых лав при мощности несколько сотен метров; у основных лав длина потока до нескольких десятков км при мощности десятки м.

Кроме потоков вязкая лава может образовывать вулканический купол - масса лавы, поднявшаяся изнутри в виде купола и не способная к дальнейшему течению.

Вулканы центрального типа представляют собой вулканические конусы со срезанной вершиной, высотой до нескольких километров. Они сложены твердыми продуктами извержений. Верхняя часть вулканического жерла называется кратером.

К вулканам центрального типа относят и щитовые вулканы - относительно простые невысокие постройки, образующиеся при излиянии текучей лавы. Их поперечные размеры до нескольких десятков километров и крутизна склонов не более 3?40.

Диатремы (трубки взрыва) - вертикальные, расширяющиеся кверху круглые каналы - следы прорыва к поверхности земли вулканических газов. Образуются обычно при однократном прорыве газов. Излияния лавы нет. Диаметр диатрем на земной поверхности 25?800 м. Обычно они заполнены специфическими породами - кимберлитами, с которыми связаны коренные месторождения алмазов. Типичные магматические породы в диатремах отсутствуют. Кимберлиты вверх по разрезу диатремы переходят в «синюю землю», а потом в «желтую землю» ? кору выветривания кимберлитов, наиболее обогащенную алмазами.

Вулканы трещинного типа, как правило, не образуют наземных сооружений. Большинство таких вулканов находится под водой и извергает подвижные лавы основного состава. При трещинном типе излияний, характерном в основном для базальтовых лав, образуются лавовые покровы при сравнительно ровном рельефе местности или лавовые потоки в условиях резко расчлененного рельефа. При многократных излияниях в некоторых местах образуются обширные покровы ? лавовые плато площадью в десятки и сотни тысяч км (траппы Сибирской платформы, в Армении, на плоскогорье Декан и др.).

Флюидальность - расположение зерен или микролитов основной массы лавы в виде потока, огибающего вкрапленики. Флюидальность передает в твердом состоянии картину движения лавы.

При вулканической деятельности также выделяются твердые продукты извержений - пирокластический материал: вулканические бомбы (> 50 мм), лапилли (2?50 мм), песок (2?0,1 мм) и пепел (менее 0,1 мм), которые после оседания из воздуха превращаются в вулканические туфы. Вдали от центра извержений туфовый материал смешивается с осадочными, кластическими, органогенными или химическими образованиями, и возникают смешанные эффузивно-осадочные породы - туффиты.

Вулканы бывают 1) обычные, когда конусы сложены либо лавами, ибо пирокластическими продуктами;

2) стратовулканы, имеющие вулканические слоистые конусы, сложенные перемежающимися лавовыми потоками и пирокластическими слоями.

На месте кратера вулкана может образоваться депрессия оседания ? кальдера размером до первых десятков километров в поперечнике, заполненная затем эффузивно-пирокластическим материалом. Кальдера - крупная впадина округлой или овальной формы, образовавшаяся в результате проседания вулканического конуса и окружающих участков по кольцевым, коническим и радиальным разрывам. В кальдере часто возникают более молодые вулканы меньших размеров.

Жерла или некки - питающие каналы в виде столбообразных тел, своими корнями уходящие в более крупные интрузивные тела. По ним магма поднимается на поверхность. Некки устойчивы к выветриванию и хорошо сохраняются при денудации.

Эксплозия - взрыв, сопровождающийся выбросами в воздух или водный бассейн газа и пара под большим давлением. Вместе с газом и паром увлекаются затвердевшие или полужидкие куски лавы в виде брызг или сгустков.

При извержениях кислых и щелочных лав могут возникнуть тяжелые горячие облака из газово-пирокластической смеси. Они под большим давлением вырываются из жерла и распространяются в виде стелющихся туч или лавин. При остывании всей массы обломков лав они расплющиваются и свариваются, образуя игнимбриты. Они могут покрывать площади до десятков тысяч км2 и иметь мощность до 1-2 км.

Тефры - эксплозивные образования, сложенные вулканическими бомбами, гравием и песком.

Пемза - застывшая губчатая масса вулканического стекла преимущественно кислого состава, образуется при попадании насыщенной газами вязкой лавы в области пониженного давления, где газы резко расширяются.

Агломераты - скопления, состоящие в основном из вулканических бомб, без существенной примеси посторонних обломков.

Экструзии - выдавливания вязкой или уже затвердевшей лавы на поверхность. Экструзии образуют купола, обелиски, неправильные раздутые тела, которые могут переходить в покровы и потоки лав. Обычно экструзии сложены более крепкими горными породами, чем окружающие их образования, и хорошо выделяются в рельефе.

Грязевые вулканы. По форме это возвышенности в форме усеченных конусов с выпуклыми, вогнутыми или плоскими вершинами высотой до сотни метров. По ним из недр истекает газо-водная смесь с частицами горной породы. Наземные постройки вулканов сложены сопочной брекчией. Грязевые вулканы приурочены к газовым и газонефтяным скоплениям. Роль каналов, выводящих грязевую смесь на поверхность, выполняют разломы. Сопочная грязь состоит из несортированных мелких обломков пород разного состава. В водах содержится йод, бром, бор. Газ вулканов ? в основном метан (до 99 %), + тяжелые углеводороды, углекислый газ, азот, гелий, аргон и др. Грязевые вулканы приурочены к областям альпийской складчатости (Камчатка, Сахалин, Индия, Иран, Мексика и т.д.). Все грязевые вулканы расположены вдоль крупных тектонических зон и приурочены к активным поднятиям.

Особенности наземных и подводных вулканических образований

В континентальных условиях вулканические породы обычно залегают несогласно на подстилающих породах, покрывая все неровности рельефа. Наблюдается чередование слоев эффузивных и пирокластических пород, среди слоев также появляются континентальные отложения (пролювиальные и элювиальные отложения, уголь и др.).

При подводных излияниях ровный рельеф морского дна способствует формированию выдержанных по мощности покровов, согласно залегающих среди морских осадков (известняков, песчаников, аргиллитов). Прослои пепла среди лав часто хорошо сортированы.

Изображение вулканогенных пород на геологических картах и АФС

На картах эффузивные породы, как и осадочные, разделяются по возрасту и составу.

Дешифровочные признаки: цветофототоновые: однородное или слоистое строение, густая сеть трещин, бугры, струи. Основные породы более темные, кислые - более светлые. Геоморфологические: риолиты - горные массивы с плоскими вершинами и крутыми слонами; дациты, андезиты, базальты - сглаженный рельеф и густая сеть первичных трещин; геоботанические: слабое развитие растительности над трубками взрыва.

В районах развития молодых вулканических пород на АФС хорошо оконтуриваются лавовые потоки, густая сеть трещин и следы течения в виде бугров сжатия, морщин и газовых воронок.

Древние вулканические аппараты имеют овальную форму, почти всегда более темную окраску, в рельефе часто повышенные участки в виде одиночных гор, не связанных общей сетью водоразделов и долин.

Картирование эффузивных пород

Отличие вулканогенных пород, перекрытых осадочными отложениями от интрузивных пластовых тел - силлов

Если эффузивные породы перекрываются осадочными, то необходимо вулканогенные породы отличить от интрузивных пластовых тел - силлов.

Пластовые интрузии ? силлы залегают согласно с вмещающими породами и в них много апофизов, внедряющихся в окружающие породы, а также ксенолитов. Силлы имеют в краевых частях структуру мелкозернистую до стекловатой, в центральных частях - порфировидную или крупнозернистую. Явления метаморфизма развиты у силлов у подстилающих и перекрывающих пород.

Ископаемые эффузивные покровы обычно несогласно лежат на подстилающих породах и не имеют апофиз. Вышележащие осадочные породы залегают с покровом согласно. Эффузивные породы везде однородны по структуре. Явления метаморфизма развиты у эффузивов только в подстилающих породах.

Определение состава эффузивных пород: светлая окраска характерна для кислых лав, средние и кислые лавы имеют окраску от серой до темно-серой и черной.

Определение мощности эффузивных пород производится как в осадочных породах.

Установление возраста: 1) с помощью абсолютного возраста; 2) по ксенолитам, заключенным среди эффузивных пород, состоящих из осадочных пород с остатками фауны, спор и пыльцы; 3) путем сопоставления с возрастом перекрывающих и подстилающих осадочных пород.

Фациальных анализ эффузивных пород. При подводных извержениях крупные вулканические бомбы отсутствуют. Большую помощь оказывают геофизические методы: магнитная съемка, ВЭЗ, иногда Y - съемка (Y- активность уменьшается с возрастанием основности эффузивов).

Формы залегания метаморфических пород

Метаморфические породы возникают в процессе метаморфизма в процессе преобразования осадочных и изверженных пород под воздействием температуры, давления и за счет привноса в горные пород постмагматических растворов и газов.

Метаморфические изменения состоят в распаде первоначальных минералов и образовании новых, более устойчивых ассоциаций минеральных видов. Происходит частичная или полная перекристаллизация пород с образованием новых структур и новых минералов.

Региональный метаморфизм происходит на больших территориях и распространяется на большую глубину. Регионально-метаморфические породы развиты в складчатых областях, их образование происходило в результате одновременного воздействия температуры, гидростатического давления и сжатия (стресса).

Региональный метаморфизм изменяет структурные и текстурные признаки пород в результате их перекристаллизации при пластическом течении вещества горных пород. Часто образуется линейная ориентировка элементов породы.

Метаморфические породы отличаются структурой и текстурой. Различают унаследованные (реликтовые) и собственно метаморфические текстуры.

Для текстур метаморфических пород характерна кристаллизационная сланцеватость ? ясная ориентировка в одном направлении линейных и пластинчатых минералов (слюды, амфиболы, хлорит, кварц и др.). В гнейсах и метаморфизованных интрузивных породах это явление называется гнейсовидность.

Региональный метаморфизм

1) Низкая ступень - образуются филлиты, серициты, зеленокаменные породы, кремнистые сланцы.

2) Средняя ступень - мрамор, слюдистые сланцы, кварциты, кварцито-слюдистые сланцы.

3) Высокая ступень - мраморы, амфиболиты, гнейсы, кварциты, эклогиты.

4) Ультраметаморфизм - происходит частичное или полное переплавление горной породы. Возникающий при этом расплав послойно внедряется во вмещающие породы с образованием инъекционных гнейсов и мигматитов.

Гнейсы - метаморфические зернистые породы, богатые полевыми шпатами и содержащие кварц. Характерная гнейсовая текстура. Парагнейсы образуются по осадочным породам, ортогнейсы - по известнякам.

Эклогит - кристаллическая, зернистая массивная иногда слабо сланцеватая порода, состоящая в основном из граната и пироксена.

Тектонические брекчии возникают вдоль плоскости разрывного нарушения, а также при складкообразовании. Размеры обломков от микроскопических до огромных глыб в десятки и сотни метров в поперечнике.

Среди локального метаморфизма различают:

1) контактово-термальный, возникающий в результате теплового воздействия интрузивов на вмещающие горные породы.

2) контактово-метасоматический, обусловленный действием постмагматических растворов и газов на вмещающие породы;

3) автометаморфизм, обусловленный действием постмагматических растворов и азов на горные породы самого интрузива;

4) околожильный (гидротермальный) обусловленный действием постмагматических растворов на породы, генетически не связанные с этими растворами;

5) катакластический - обусловлен действием гидростатического давления и стресса. Он может быть как локальным, проявляющимся в трещинах и мелких разрывных нарушениях, так и региональным в зонах крупных и глубинных разломов.

Особое положение занимает ультраметаморфизм (инъекционный), происходящий в глубинных зонах земной коры и сопровождающийся явлениями мигматизации и гранитизации.

Мигматизация - процесс образования сложных пород - мигматитов путем инъекции магматического материала и летучих компонентов во вмещающие породы. Это начальная стадия гранитизации. Процесс происходит в режиме очень высокого давления и высокой температуры при многократной складчатости.

Гранитизация - совокупность процессов и явлений, происходящих в глубоких зонах земной коры. Она заключается в полном изменении горных пород с приближением их по составу и структуре к гранитам.

При изучении метаморфических пород важно выявить их первичное (осадочное или изверженное) происхождение. Основным признаком первичных осадочных пород являются реликтовые формы слоистости.

Не следует путать метаморфическую слоистость со сланцеватостью. Сланцеватость выражается в упорядоченной ориентировке удлиненных и пластинчатых минералов (слюд, хлоритов, амфиболов и др.).

Для метаморфических пород при региональном метаморфизме характерно:

1) большое разнообразие складчатых толщ;

2) резкая дисгармония складок;

3) сочетание складок нескольких порядков;

4) развитие изоклинальных складок;

5) наличие лежачих складок и складок с крутопадающими шарнирами;

6) наложение складчатостей разных этапов и разной ориентировки;

7) обилие разрывных нарушений;

8) широкое развитие структур будинажа на крыльях складок;

9) тектоническая переработка пород, приводящая к созданию новых плоскостных структур, параллельных осевым поверхностям складок;

Будинаж - процесс разделения тел крепких пород на отдельные линзовидные части (блоки) под влиянием тектонического давления и обтекания этих линз более пластичными породами. Будинаж возникает в толщах, состоящих из неоднородных по механическим свойствам пород под влиянием высокой температуры и давления. Ориентировка будин совпадает с ориентировкой складчатых структур. Размеры будин от долей см до 8-10 м и более. Наиболее распространены от 0,5 до 1,5 м.

Стратиграфическое расчленение и картирование метаморфических толщ

Определение возраста докембрийских метаморфических комплексов очень затруднено из-за отсутствия или ограниченности биостратиграфических критериев. Их возраст обычно определяется по радиометрическим данным. Для верхнего протерозоя имеют значение органические остатки - строматолиты, водоросли.

В метаморфических толщах выделяют крупные комплексы - серии, а в сериях - отдельные свиты и горизонты. При выделении серий основными признаками являются различия в степени метаморфизма, несогласия, интрузии.

Разделение серий на свиты ведется главным образом по петрографическому составу. Важно выделить и проследить внутри свит опорные маркирующие горизонты ? выдержанные по составу и мощности пласты (например, пласты мраморов, кварцитов и др).

При геологическом картировании метаморфических толщ тщательно замеряются элементы залегания, слоистости, сланцеватости, ориентировка будин, определяются углы падения и погружения шарниров, нормальные и опрокинутые крылья складок.

Дешифрирование метаморфических пород на АФС

Дешифрирование в основном по фототону. Иногда хорошо просматривается первичная слоистость, а также сланцеватость. Кварциты и мраморы хорошо выделяются по светлому фототону. Кристаллическим сланцам свойственна мелкая сложная складчатость, тонкая сеть трещин и тесно связанный с ней рисунок гидросети. Гнейсам на АФС характерна определенная полосчатость. Геоморфологические признаки: рельеф обычно однообразный, сглаженный или пологий низкогорный. Мраморы и кварциты создают положительные формы рельефа.

Строение земной коры

Большая часть нашей планеты (5/8) покрыта океанами. Только 3/8 Земли представляют собой сушу. Строение земной коры в пределах материков и океанов имеет принципиальные различия.

К земной коре относится сиалическая (Si-AL) оболочка Земли. Снизу она ограничена поверхностью Мохоровичича (Мохо или М). Положение этой поверхности определяет толщину земной коры. При переходе через поверхность Мохо скачком возрастает скорость продольных сейсмических волн.

Ниже поверхности «М» находится мантия. Она делится на верхнюю и нижнюю.

В верхней мантии различают три слоя: надастеносферный, астеносферный и подастеносферный.

Надастеносферный слой + литосфера = земная кора.

Земная кора по различию в скоростях прохождения сейсмических волн и плотности слагающих ее пород делится на три слоя: осадочный - верхний; гранитный - средний; базальтовый - нижний.

Переход от гранитного слоя к базальтовому - поверхность Конрада ? характеризуется скачком скоростей сейсмических волн.

Материки: строение земной коры трехслойное (осадочный слой, гранитный, базальтовый); толщина земной коры 40-60 км и более; граница «М» глубоко.

Моря внутренние и окраинные (переходный тип коры): мантия повышенной плотности; гранитный слой отсутствует; мощность коры небольшая; граница «М» неглубоко (15 - 20 км).

Океаны: земная кора тонкая (в среднем 10 км); осадочный слой мощностью 1-2 км; (только в отдельных частях Тихого океана 10 -15 км); базальтовый слой не более 5-8 км; гранитный слой отсутствует; граница «М» неглубоко; мантия в пределах срединных океанических хребтов сложена породами пониженной плотности.

Тектонические движения земной коры

Тектонические движения земной коры - перемещение вещества, отражающее развитие земной коры и глубинных оболочек Земли.

1. Современные движения - происходят на наших глазах и могут быть измерены инструментально;

2. Неотектонические или новейшие движения тесно связаны с формированием современного рельефа. Это движения за неоген-четвертичный период - последние 24+1 млн. лет.

3. Древние тектонические движения - более древние, чем неоеген-четвертичные.

Все три вида движений составляют непрерывную цепь. Они отражают события как бы в разных масштабах и потому с разной степенью детальности.

Структуры земной коры создаются под влиянием эндогенного (внутреннего) фактора ? процессов, происходящих внутри Земли.

С позиций фиксизма считается, что в глубине происходят, в основном, вертикальные движения земной коры. Роль горизонтальных движений незначительна. С позиций мобилизма главными считаются горизонтальные тектонические движения земной коры. Ранее преобладала позиция фиксистов, сейчас главенствует позиция мобилистов.

Возникновение форм рельефа с позиций фиксизма

С позиций фиксизма (по В. В. Белоусову) выделяют следующие режимы:

Платформенный режим. Земная кора и астеносфера спокойны. Все слои однородны, выдержаны по своему протяжению. Только в пределах земной коры отдельные магматические очаги. Современный рельеф ровный. Эпиплатформенный режим. Со временем платформы могут перерождаться. В нижней мантии возникает разогрев вещества. Разогретые массы проникают в астеносферу и проплавляют верхнюю мантию, а через нее и земную кору. В результате происходит дробление платформы на блоки, возникают горсты и грабены. В рельефе возникают неровности, например, складчато-глыбовые горы. В межгорных долинах идет осадконакопление. Пример ? возрожденные горы Памир.

Рифтовый режим. Он является, по-существу, продолжением эпиплатформенного режима. Сильно разогретое вещество из нижней мантии поступает в астеносферу. Происходит выплавление базальта, сливающегося в большие тела. Эти тела формируются под земной корой и прогревают ее. Кора поднимается в виде свода. В осевой части свода происходит растяжение и формируется рифт (примеры ? Байкал и озера на востоке Африки).

Геосинклинальный режим. Разогретое вещество из астеносферы поступает в верхнюю мантию. Из верхней мантии разогретые базальты поднимаются и проплавляют земную кору. В результате земная кора сильно проседает, рельеф становится ниже, образуется водный бассейн. В других местах, где проплавление не массовое, а локальное, по трещинам образуется серия одиночных вулканов.

Этапы геосинклинального режима

Заложение геосинклинального прогиба. Происходит опускание земной коры в период ее проплавления. Образуется отрицательная форма рельефа, заполняется водоемом, в котором начинается осадконакопление.

Начало инверсионной фазы. В центральной части прогиба происходит подъем земной коры. В середине отрицательной формы начинает формироваться положительная форма рельефа.

Заложение передовых прогибов и начало горообразования. Водоемов почти нет, они редуцируются (преобразуются) в предгорные краевые прогибы, Формы рельефа менее глубокие, менее масштабные (мелкие водоемы).

Кульминационная фаза. Водоемов нет. Горы контрастно обозначены, разбиты на блоки. Активное проявление вулканизма. По периферии горного сооружения создаются молодые складчатые горы, на месте водоема создается структурный рельеф (современный рельеф соответствует поверхности напластования пород).

Затухание тектонических движений, интенсивное выравнивание рельефа (активный экзогенный фактор). Пример? пенеплен на складчатом основании ? Казахстан.

Возрождение тектонических движений. От бывшей равнины (пенеплена) остались поверхности выравнивания, которые поднялись на высокие отметки рельефа за счет внутренних сил. Создаются межгорные аккумулятивные равнины.

Если возрождение тектонических движений после стадии пенепленизаци не происходит, то возникают структурные равнины.

Возникновение форм рельефа с позиций мобилизма

Самые крупные формы рельефа ? материки не находятся в стабильном положении, они перемещаются.

Существует теория литосферных плит. Континенты и окружающая их часть океана являются единым образованием ? плитой, которая в течение геологического времени перемещается в пространстве.

Согласно последним данным, некоторые участки суши и моря в настоящее время перемещаются со скоростью 10 см/год в горизонтальной плоскости.

Причины смещения континентов до конца не установлены. Предполагается, что в мантии существуют вековые конвекционные ячейки. В них происходит тепловое вращательное движение вещества (конвекция) со скоростью 1?3 см/год. Это движение разнонаправленное.

В зависимости от того, как вращаются конвекционные ячейки в нижней мантии, они либо сжимают земную кору, либо разрывают ее. При движении вещества пластичной нижней мантии в двух соседних конвекционных ячейках создается разнонаправленное растяжение в верхней части (жесткой) мантии. На поверхности Земли это проявляется в образовании срединно-океанического хребта. Идет раскрытие океана.

Швы между литосферными плитами совпадают с рифтовыми зонами срединно-океанических хребтов. Рифты срединных хребтов служат срединными зонами расширения (спрединга) океанов. Система рифтов Земли едина. Она опоясывает весь земной шар. Рифты осложнены трансформными разломами, расположенными поперек рифта. По этим разломам происходит смещение рифта.

Мощность осадочного слоя земной коры океанов уменьшается по направлению к срединно-океаническим хребтам. В том же направлении изменяется их возраст. Наиболее молодые осадки находятся вблизи срединно-океанических хребтов.

В зонах пластичной нижней мантии движение вещества в конвекционных ячейках идет навстречу друг другу. Происходит сжатие в верхней мантии, формирование глубоководных желобов, ныряние океанической коры под континентальную, утолщение земной коры и создание гор.

От Срединно-океанических хребтов (зон растяжения) литосферные плиты движутся к окраинам материков. Плиты погружаются под материк в мантию в пределах глубоководных желобов вдоль глубинных разломов. Это явление называется субдукция.

По Н. И. Николаеву, конвективные течения мантийного вещества приводят к перемещению литосферных плит со скоростью несколько сантиметров в год. За продолжительное время перемещение может составить многие тысячи километров. В местах расхождения плит возникают разломы и рифтовые зоны, формируется новая океаническая кора. В местах сближения плит образуется континентальная кора, возникают островные дуги.

Этапы развития земной коры

В строении земной коры от позднего протерозоя до современности выделено шесть геотектонических этапов: готский 1400 - 1350 млн. лет;

гренвильский - 1000 - 950 млн. лет;

байкальский - поздний рифей, венд - средний кембрий;

каледонский - до конца силура или до среднего девона;

герцинский - до конца перми, иногда до среднего триаса;

альпийский - до средней юры;

позднеальпийский - в настоящее время.

Каждый геосинклинальный этап проходит в определенной последовательности: накопление геосинклинальных формаций, складчатость, магматизм, минерагения. Границы между тектоническими этапами резкие и выражены сменой формаций, региональными и тектоническими несогласиями.

В геотектоническом этапе различают две стадии. Они отличаются по режиму развития.

Ранняя стадия - главная - ортогеосинклинальная. Образуется ряд геосинклинальных формаций, тектонические движения в основном горизонтальные; этой стадии характерна резко выраженная линейная складчатость.

Поздняя стадия - заключительная - орогенная - тектонические движения имеют преимущественно вертикальные; складчатость глыбовая и брахиформная.

Геологические формации ? естественные комплексы, сообщества горных пород, отдельные части которых связаны друг с другом в возрастном и пространственном отношении. Это естественноисторические тела, такие же, как минералы, почва, горные породы, которые можно научно описать и изучить геологическими методами (Шатский).

Осадочные формации - комплекс фаций осадочных толщ, отвечающих определенной стадии геотектонического цикла и определенной геотектонической зоне (Белоусов).

Формации ортогеосинклинального режима

1. В основании - вулканогенная кератофир-спиллит-диабазовая формация. Она образуется в морских условиях при растяжениях и прогибаниях земной коры.

2. Выше ?яшмово-кремнистая формация;

3. Граувакковая формация - чередование граувакковых песчаников, сланцев, вулканогенных и кремнистых пород;

4. Аспидная формация - глинистые сланцы и филлиты;

5. Карбонатная;

6. Флишевая.

Структурные элементы ортогеосинклинального режима

Геосинклинали - прогибы, испытывающие длительное погружение под влиянием отрицательных вертикальных движений земной коры. В них накапливаются мощные толщи осадочных и вулканогенных пород. Преобладают тонкообломочные породы. Это толщи объединяются в формации. Наиболее распространены узкие длинные геосинклинали, где длина больше ширины.

Геоантиклинали ? структуры, противоположные геосинклиналям. Они разделяют геосинклинали. В них преобладают положительные движения земной коры, мощности осадочных и вулканогенных пород меньше, преобладают грубообломочные породы.

При превращении геосинклинальных областей в складчатые сооружения геосинклинали превращаются в синклинории, геоантиклинали - в антиклинории.

Геосинклинали и геоантиклинали объединяются в геосинклинальные системы они при развитии превращаются в мегаантиклинории и мегасинклинории.

Более крупные элементы ? геосинклинальные области. Они охватывают пространства, разделяющие смежные платформы. В процессе развития они превращаются в складчатые области (Урало-Тяньшанская герцинская складчатая область).

Для геосинклинальных областей характерна складчатость (см. лекции ранее):

1) параллельная; 2) кулисообразная; 3) миндалевидная; 4) расщепление крупных складок на пучки и мелкие складки - виргация.

Для геосинклинального развития характерен эффузивный и интрузивный магматизм. Различные формы магматизма приурочены к глубинным разломам. Современные вулканы Камчатки, Анд и других горных стран ориентированы линейно вдоль зон глубинных разломов.

При выявлении зон глубинных разломов важны геофизические признаки. Вдоль линий глубинных разломов наблюдаются магнитные, гравитационные аномалии. Из геофизических методов наиболее эффективно глубинное сейсмическое зондирование.

По глубине проникновения глубинные разломы делятся на:

Коровые - охватывают всю толщину земной коры;

литосферные - нарушают строение литосферы и затихают в астеносфере;

мантийные - устанавливаются по глубине гипоцентров землетрясений.

В складчатых областях наиболее распространены глубинные сдвиги. Они проявляют активность на протяжении стен миллионов лет. Наиболее изучен глубинный сдвиг Сан-Андреас. Он прослежен на суше более чем на 1000 км, и на дне океана к северу от Калифорнии на 2000 км. Возникновение его относится к поздней юре. Общие горизонтальные смещения к настоящему времени достигли 580 км. Средняя скорость смещения за четвертичный период составила 1,5 см/год.

С глубинными разломами связаны многие виды месторождений полезных ископаемых. В зонах разлома развиты процессы метасоматоза и гидротермальной деятельности. Возникают рудные месторождения олова, вольфрама, меди, ртути и др. В местах пересечения глубинных разломов с поперечными разрывами образуются рудные узлы.

При геосинклинальном режиме развиваются тектонические покровы (шарьяжи). Смещения охватывают целые складчатые комплексы. Примеры: в Восточных Саянах, на юго-востоке Кавказа, на западном склоне Урала.

Перемещенные массы покрова - аллохтон, а их основание, не испытавшее значительных перемещений - автохтон. Более подробно строение дано в лекциях ранее.

Вдоль поверхностей волочения при движении автохтона образуются тектонические брекчии. В них могут оказаться линзы и крупные отторженцы пород, перемещенные издалека.

Перемещение аллохтона сопровождается интенсивным разрушением его фронтальной, лобовой части. Образуется тектоническое месиво - меланж. В нем крупные блоки жестких пород автохтона и аллохтона перемешаны с мелкими обломками таких же пород и более пластичным материалом.

Развитие ортогеосинклинального складчатого комплекса заканчивается общим воздыманием территории и формированием горного рельефа с интенсивно развитой денудацией. Между ортогеосинклинальным и орогенным комплексами наблюдается резко выраженное структурное несогласие.

Структуры и формации орогенной стадии

Орогенный режим завершает развития геосинклинальных областей.

1. Ранняя стадия - неравномерное прогибание всей орогенной области, образование обширных впадин и разделяющих их поднятий.

2. Поздняя стадия - преимущественные поднятия.

Осадочные формации орогенных областей

Молассовая формация. Накапливается во впадинах и прогибах за счет снесенного в них материала с поднятий.

Нижняя молассовая формация образуется в стадию погружения орогенных областей. В основании она состоит из конгломератов, нередко валунных и крупногалечных, выше по разрезу они сменяются аркозовыми песчаниками и алевролитами. Цвет формации красный, в верхней части пестрый и серый.

Верхняя моласса образуется при общем воздымании орогенной области и сокращении размеров впадин. Она сложена мелкообломочными красноцветными и сероцветными лагунными и континентальными отложениями с горизонтами углей, линзами эвапоритов (соленосных пород).

Между нижней и верхней молассой расположена морская карбонатная формация. Она сложена хемогенными известняками, доломитами, мергелями.

Эвапоритовая формация состоит из соленосных песчано-глинистых пород или залежей каменных и калийных солей среди глинистых отложений.

Угленосная формация образуется из чередования песчаников, аргиллитов, известняков и пластов каменного угля. Она накапливается в прибрежных морских или лагунных условиях.

В орогенных областях развиты вулканогенные формации.

Основными структурными элементами орогенного режима являются впадины, поднятия, срединные массивы, краевые и межгорные прогибы, вулканогенные пояса.

Орогенные структуры имеют в основном изометричные формы. В них нет явно выраженной линейности, характерной для тектоники геосинклинальных областей. Складчатые структуры создаются преимущественно вертикальными движениями земной коры. Большая часть из них формируется одновременно с накоплением осадков.

Наиболее крупные структуры - впадины и разделяющие их поднятия.

Впадины - огромные по площади прогибы в десятки и сотни километров в поперечнике. Форма сложная, часто изометричная и угловатая. Они несогласно наложены на ортогеосинклинальные складчатые комплексы. Впадины заполнены молассовыми формациями большой мощности (первые километры). Оси складок во впадинах не имеют преобладающих ориентировок. Даже рядом расположенные структуры могут иметь перпендикулярное или косое направление, подчиненное ориентировке разрывов в фундаменте. Пример - Сарысцйская и Тенизская впадины в Центральном Казахстане. Они заложились в среднем девоне и развивались до конца перми. Впадины образуют цепочки (Ц. Казахстан).

...