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~'lz
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.