Механизм формирования расслоенных плутонов

⇐ ПредыдущаяСтр 21 из 36Следующая ⇒

Результаты кристаллизационной дифференциации толеитовой базальтовой магмы можно наглядно наблюдать в расслоенных плу-тонах, образованных габбро, анортозитами, норитами, пироксе-нитами, перидотитами, дунитами. Такие плутоны, известные во многих провинциях, имеют различную форму и размеры. Часть из них представлена лополитами, другие имеют воронкообразную форму, третьи слагают дайкообразные тела, четвертые обнажены в виде пластообразных интрузивных залежей. Некоторые докемб-рийские плутоны имеют очень крупные размеры. Например, Буш-вельдский лополит в Южной Африке (возраст 2 млрд лет) достигает 400 км в поперечнике, а его объем составляет около 10⁵ км³; массив Стиллуотер в Скалистых горах на западе США (возраст 3.2 млрд лет) прослежен на расстоянии более 50 км, его объем оценивается в 10⁴ км³; верхняя треть массива размыта. Великая дайка Зимбабве в Африке (возраст 2.5 млрд лет) протягивается на 530 км при ширине от 5—6 до 12 км; дайка Биннеринджи в Западной Австралии имеет размеры 320 х 3 км, дайка Джимберлана в том же регионе —180 х 2.5 км. Имеются и расслоенные плутоны меньших размеров. Так, эоценовый массив Скергаард в Восточной Гренландии, который является одним из наиболее изученных, обнажен на площади 60 км². Вертикальная протяженность крупных расслоенных плутонов измеряется километрами. Например, видимая мощность Бушвельдского лополита и массива Стиллуотер составляет около 8 км, массива Скергаард — 2.7 км. Имеется множество мелких сил-лов мощностью в десятки-первые сотни метров, в которых также видна внутренняя расслоенность.

Огромные расслоенные плутоны архейского и протерозойского возраста подчеркивают высокую активность магматических процессов, протекавших в докембрии. Появление столь крупных масс основной магмы связывают не только с интенсивным нагревом мантии Земли под влиянием эндогенных тепловых источников, но и с падением крупных метеоритов. Импактное происхождение

Рис. 6.8. Расслоенные плутоны а — принципиальная схема строения (разрез): /-— ультрамафиты, 2 — габбро и нориты, 3— феррогаббро и ферроди-ориты; б— изменение состава минера-лов по вертикали: 01 — оливин, Орх -ортопироксен (испытавший распад пижонит), Срх — клинопироксен, Р1 — плагиоклаз

предполагается, например, для лополита Садбери в Канаде и Буш-вельдского лополита в Южной Африке.

Характерной особенностью расслоенных плутонов является неоднородное внутреннее строение. Вдоль контактов прослеживаются краевые зоны мощностью от нескольких десятков до 200—300 м (рис. 6.8, а), сложенные мелкозернистыми габбро или норитами, которые образовались при быстром затвердевании исходного магматического расплава. Внутренняя часть плутонов занята расслоенным комплексом. Различают три главных элемента расслоенности: 1) общую стратификацию; 2) ритмичную слоистость; 3) скрытую асслоенность.

Общая стратификация выражается в наличии зон разного состава, последовательно сменяющих друг друга по вертикали. В нижней части плутонов залегают дуниты, перидотиты, пироксениты. Вверх по разрезу они сменяются норитами и габбро, а вблизи кровли появляются ферродиориты. Мощность отдельных зон варьирует от сотен метров до нескольких километров.

Ритмичная слоистость выражена в чередовании параллельных или почти параллельных слоев мощностью от долей сантиметра до 1-2 м, которые отличаются количественными соотношениями породообразующих минералов: оливина, орто- и клинопироксена, плагиоклаза. Тяжелые минералы — оливин и пироксен — скапливаются в нижних частях слоев, а более легкий плагиоклаз — в верхней части слоя. Возникает градационная слоистость, напоминающая строение ритмических осадочных толщ, например, флиша⁶. Это сходство подчеркивается наличием внутри расслоенных плутонов участков с косой слоистостью, а также текстур оползания, локального размыва и т.п. Пачки магматических пород с ритмичной слоистостью достигают мощности во многие сотни метров. В большинстве расслоенных плутонов слои залегают почти горизонтально и дискордантны по отношению к крутым боковым контактам и краевым зонам закалки. Однако в дайке Биннеринджи (Западная Австралия) описан расслоенный комплекс с почти вертикальным первичным залеганием слоев (Дж.Мак-Колл, 1971 г.).

Скрытая расслоенность выражается в закономерном изменении состава одних и тех же минералов по вертикали. В нижних частях расслоенных плутонов сконцентрированы наиболее магнезиальные оливины и пироксены, а также самые кальциевые плагиоклазы. Вверх по разрезу оливины и пироксены становятся все более железистыми, а плагиоклаз — все более натровым (см. рис, 6.8 б). При этом доля пород, обогащенных оливином и пироксеном, уменьшается, а доля пород с преобладанием плагиоклаза, наоборот, возрастает.

Так, в самой нижней части массива Скергаард, доступной для наблюдения, обнажены одивиновые габбро, содержащие оливин Fo₆₆ и плагиоклаз Аn₆₁, а вблизи кровли плутона, расположенной на 2.5 км выше, залегают кварцевые ферродиориты, содержащие оливин Fo₄ (фаялит) и плагиоклаз Аn₃₀ [Л.Уэйджер и Г.Браун, 1970].

⁶ Во флише слои отличаются размером обломочных зерен, а в расслоенных плутонах — составом минералов.

Су по составу мелкозернистого габбро из закаленной краевой зоны, железистость исходного расплава, заполнившего камеру Скергаард-ского плутона, составляла Fe/Mg = 0.55. При K_D = 0.3, железистость оливина, равновесного по отношению к такому расплаву, равна 0.165, что соответствует Fo₈₆. Следовательно, в нижней, не обнаженной части Скергаадского расслоенного плутона можно ожидать значительно более магнезиальный оливин, чем Fo₆₆.

Внутреннее строение расслоенных плутонов не оставляет сомнения в том, что их гетерогенность связана с кристаллизационной дифференциацией базальтовой магмы. Ранние простейшие модели предполагали, что при затвердевании магматических камер, заполненных базальтовым расплавом, сверху вниз твердые кристаллические фазы, будучи более тяжелыми, чем жидкая фаза, погружаются на дно камеры в виде кумулатов и испытывают при этом сортировку под влиянием силы тяжести, а скрытая расслоен-ность отражает изменение состава кумулатов и остаточного расплава в ходе кристаллизации. По мере осаждения кристаллических фаз, богатых магнием и кальцием, жидкая фаза становится все более железистой и обогащается натрием, что приводит к закономерному изменению состава цветных минералов и плагиоклаза.

Последующие детальные исследования привели к более сложным моделям. Было установлено, что центростремительная кристаллизация магматических камер от краев вовнутрь ограничена лишь узкой краевой зоной, примыкающей к холодным боковым породам. Основной объем расслоенных плутонов кристаллизовался снизу вверх, поскольку исходные магмы практически не содержали воды, и температуры их ликвидуса и солидуса возрастали с глубиной. В каждый момент времени у дна камеры существовала застойная зона мощностью в несколько метров, где и происходила кристаллизация. Ее верхняя кромка (фронт начала затвердевания) соответствовал изотерме ликвидуса главного объема расплава. Здесь происходило выделение ликвидусных фаз, составляющих 70-75% объема зоны кристаллизации. Нижняя кромка этой зоны (фронт конца кристаллизации) соответствовал изотерме солидуса остаточной межзерновой жидкости. Соответственно, в интрузивных породах, образовавшихся после прохождения зоны кристаллизации, наблюдаются две группы зерен: минералы кумулуса, представленные относительно идиоморфными ликвидусными фазами, и расположенные между ними ксеноморфные зерна интеркумулуса — минералы солидуса. По мере охлаждения главного объема расплава

Внизу вверх, и лишь верхняя краевая зона кристаллизуется в противоположном направлении, то самые низкотемпературные остаточные расплавы скапливаются под этой зоной и затвердевают последними. Если появляется относительно тяжелый сульфидный расплав, который не смешивается с силикатной магмой, то он погружается в придонную часть магматической камеры. В некоторых случаях возможна флотация плагиоклаза и его скопление в виде анортозитовой зоны в верхней части плутонов.

Общая стратификация расслоенных плутонов отражает последовательность выделения кристаллических фаз из магмы. Дуниты, перидотиты, пироксениты, залегающие вблизи подошвы интрузивных тел, представляют собой ранние кумулаты, состоящие из кристаллов оливина и ортопироксена. Выше оливин исчезает и сменяется пижонитом — низкокальциевым пироксеном, возникшим в результате реакции оливина с остаточным расплавом. Начало кристаллизации плагиоклаза определяет переход к габброидам.

зона кристаллизации перемещалась снизу вверх, погребая под собой ранее выделившиеся кристаллы, а остаточный расплав оттеснялся в еще не затвердевшую магму, которая перемешивалась в процессе конвекции, обеспечивавшей ее однородность (рис. 6.9). Постоянное удаление из магмы наиболее высокотемпературных фаз и ее обогащение остаточным расплавом приводило к изменению состава магмы и последовательной смене выделяющихся ассоциаций твердых фаз (минералов кумулуса), каждая из которых отвечала соответствующей котектике. В итоге формировались слои кумулатов разного состава, закономерно сменявшие друг друга по вертикали, обеспечивая расслоен-ность плутона.

Рис. 6.9. Схема кристаллизации расслоенного плутона 1 — главный объем расплава; 2 — зона кристаллизации; 3 — затвердевшие части интрузива; 4 — зона закалки; 5 — остаточный расплав; 6 — жильные породы; 7 — вмещающие породы; 8 — конвекционные токи; прямыми стрелками показано направление движения фронта затвердевания

Еще выше появляются феррогаббро и ферродиориты, в состав которых входят железистые оливины и пироксены.

Среди ранних оливин-пироксеновых кумулатов залегают слои, богатые хромитом, а среди поздних габброидов — слои титаномаг-нетитовых руд. В некоторых расслоенных плутонах имеются горизонты с высокими содержаниями элементов платиновой группы (ЭПГ). Примером может служить знаменитый риф Меренского в Бушвельдском плутоне — слой кумулятивных норитов мощностью 1—5 м, богатых ЭПГ.

При одноактном заполнении камеры расплавом состав минералов меняется по вертикали монотонно от подошвы интрузива до основания верхней краевой зоны, как это установлено для Скерга-ардского плутона. Если же в камеру многократно поступали новые порции магмы, то скрытая расслоенность кумулатов приобретает ритмический характер, который отчетливо проявлен, например, в Бушвельдском плутоне (рис. 6.10).

Рис. 6.10. Вариации составов минералов по вертикали в Бушвельдском плутоне, по А.Филпоттсу, 1990 г. 01 — оливин, Орх — ортопироксен, Срх — клинопироксен, Р1 — плагиоклаз

Существенное значение имеют процессы плавления си-алического корового материала на контакте с базитовыми расслоенными плутонами и его растворение в мантийной магме. Особенно широко эти процессы проявлены вблизи кровли расслоенных плутонов. Кислые породы, залегающие в верхних частях таких плутонов, являются не столько продуктами дифференциации базальтовой магмы, сколько результатом частичного плавления вмещающих пород земной коры.

Современные петрологические модели пытаются учесть комплекс причин, вызывающих расслоенность. Все большее развитие получает не только прямое физическое, но и математическое моделирование процесса дифференциации с применением компьютеров. Получаемые результаты часто оказываются иными, чем это^:представлялось первым исследователям расслоенных плутонов. Однако при всех сложностях сохраняет силу основной вывод — состав твердых фаз и их соотношения контролируются кристаллизационной дифференциацией. Особенно ярко эта закономерность проявлена в общей стратификации и в скрытой расслоенности. В то же время эффектная ритмичная слоистость далеко не всегда является результатом одной лишь гравитационной дифференциации. Разработаны модели ритмичной кристаллизации, объясняющие закономерное чередование слоев разного состава диффузионными эффектами на границе кристалл—расплав. Например, быстрый рост кристаллов оливина может привести к появлению на фронте кристаллизации диффузионной зоны, обогащенной Al, Ca, Na. В этой зоне начинают расти кристаллы плагиоклаза. На фронте кристаллизации плагиоклаза, в свою очередь, возрастают концентрации Fe и Mg, что приводит к образованию оливина и т.д. Так, вероятно, затвердевают дайки с вертикально ориентированной ритмичной слоистостью.

2) Механизмы складкообразования и геологические обстановки формирования складок и складчатых областей.

Опыт, накопленный при геологических исследованиях, свидетельствует о многообразии процессов складчатости, которые не являются следствием какой-либо одной причины, а отражают различные стороны развития земной коры и протекают с различной интенсивностью как во времени, так и в пространстве, в полной зависимости от физических свойств горных пород и условий окружающей среды. Ниже рассмотрены две генетические классификации складок. Первая из них основана на различиях в динамических условиях пластических деформаций; вторая — отражает геологическую обстановку, в которой развиваются складки.

Динамические условия образования складок

Изгиб слоев в складки представляет собой упруго-вязкую деформацию. Если деформация не сопровождается пластическим смещением вещества, происходит разрушение породы и образование разрывов. В породах с низкой вязкостью (соли, гипсы и др.) при воздействии достаточной нагрузки и различиях в давлении окружающей среды изгиб сопровождается течением вещества. Последнее может возникнуть и в любых других породах в результате снижения вязкости по мере возрастания температуры.

Различия в динамической обстановке позволяют разделить складки на две крупные группы: складки изгиба и складки течения.

Складки изгиба развиваются при продольном сжатии, поперечном изгибе и воздействии пары сил.

Продольный изгиб вызывается силами, ориентированными обычно горизонтально и действующими вдоль слоистости (рис. 121, а). При однородном составе слоистых толщ скольжение рассредоточивается по всей массе пород: если слои имеют различные свойства, оно концентрируется в наиболее мягких пластичных слоях (например, в прослоях аргиллитов, заключенных среди песчаников). Малопластичные слои при этом нередко разрываются и перемещаются в виде отдельных блоков. При скольжении вещество перераспределяется в пределах одной складки. Оно перемещается к изгибам с большим радиусом кривизны от изгибов с относительно меньшим радиусом. Подобные складки легко воспроизвести, сминая стопку листов бумаги.

Скольжение происходит на фоне общего перемещения вещества в направлении, перпендикулярном к действию сжимающих усилий, в участки с относительно меньшим давлением. Таким образом, при образовании складок продольного изгиба происходит общее сжатие пород в направлении, нормальном к осевым поверхностям складок, и удлинение вдоль осевой поверхности. В прямых складках ось максимального сокращения (с) располагается горизонтально и перпендикулярно к простиранию складок, ось максимального удлинения (а) будет вертикальной, а средняя ось деформации (Ь) вытянется по направлению складки (рис. 122).

Ширина и высота складок продольного изгиба возрастает с увеличением мощности слоев и вязкости пород. В маломощных слоях складки обычно невелики по размерам.

По отношению к сжимающим усилиям оси складок продольного изгиба ориентируются в поперечном направлении. Однако в вертикальных сечениях они могут иметь различное положение.

При однообразном составе и двухстороннем сжатии образуются симметричные складки, нарушения концентричности или подо бия в которых могут быть вызваны различиями в физических свойствах отдельных слоев (рис. 123). При резких литологических различиях в слоях могут возникнуть более сложные складки с разрывами хрупких пород, сводовыми отслаиваниями и другими нарушениями.

Рис. 121. Различные типы складок.

О, б — продольного изгиба; в, г — поперечного изгиба; б —течения; / — направления действующих сил; 2 — направления перемещения пород; 3 — участки растяжения; 4 — участки сжатия

Рис. 122. Расположение осей деформации в складке

При одностороннем действии сжимающих усилий возникают наклонные или опрокинутые складки. Если в нижних частях сжимаемой толщи преобладают более хрупкие слои, а в верхних — мягкие, то наклон складок будет соответствовать направлению действующих сил. При обратном соотношении пород наклон складок будет направлен в сторону, противоположную действующим силам (см. рис. 121, б)

При поперечном равномерном изгибе силовое воздействие ориентировано перпендикулярно к плоскости. Образованию складок на начальных стадиях и в этом случае способствует скольжение слоев, но направленное иначе, чем в складках продольного изгиба (см. рис. 121, г). Вещество станет перемещаться в стороны от участков с максимальным радиусом изгиба в большей степени, чем на участках с меньшим радиусом. Таким образом, при поперечном равномерном изгибе повсеместно будет наблюдаться неодинаковое по интенсивности растяжение пород.

При значительном поперечном изгибе в породах перпендикулярно к слоистости начинают возникать трещины, а затем и крупные разрывы. Нередко центральные части таких складок отрываются от своих крыльев и опускаются вниз под воздействием силы тяжести.

Если силы, вызывающие образование складок поперечного изгиба, сосредоточены вдоль определенных линий, возникают особенно сложные деформации, повторяющие в общих чертах те линейные направления, от которых передаются усилия (см. рис. 121, в). Участки с интенсивным растяжением в таких складках могут локализоваться в виде узких полос, создавая флексуры.

В складках поперечного изгиба ось минимального сокращения пород обычно расположена перпендикулярно к слоистости, а ось максимального удлинения — вдоль слоев. Если кривизна складки неодинакова, то и сокращение и удлинение на ее отдельных участках будут различны. В вытянутых овальных складках растяжение и удлинение максимальны в направлении, поперечном к простиранию складки, а минимальные — вдоль ее простирания. В округлых куполах сжатие в вертикальном направлении сопровождается растяжением по всем радиусам (ось максимального удлинения совпадает со средней осью эллипсоида деформации).

Складки, образующиеся при действии пары сил (сдвиговых деформациях), имеют ряд отличительных черт. Очень важно установить, в какой плоскости действует пара сил: в горизонтальной или вертикальной.

В первом случае оси складок обычно располагаются кулисообразно под углом 40—50° к активной паре сил, занимая все пространство в интервале между действующими силами.

Если действие сил сосредоточено по разные стороны от линии разрыва, оси складок при приближении к нарушению дугообразно изгибаются в направлении смещения крыльев разрыва.

Во втором случае при расположении пары сил в вертикальной плоскости, т. е. друг над другом, и их действии в горизонтальном или почти горизонтальном направлении образуются наклонные или опрокинутые складки, часто осложненные разрывами, оси которых перпендикулярны к действующим силам. При активном действии верхнего вектора наклон и опрокидывание складок и действие вектора направлены в одну и ту же сторону. Если активным является нижний вектор, наклон и опрокидывание складок происходят в сторону, противоположную действию вектора.

Складки течения возникают при вязко-пластическом состоянии вещества и очень большом значении фактора времени. Для направленного течения необходима достаточная разность давлений в окружающей среде, способная вызвать перемещение из участков с высоким давлением к участкам, в которых давление относительно ниже.

В верхних слоях земной коры, в условиях относительно невысоких температур и давления, течение свойственно только горным породам, обладающим малой вязкостью: солям, гипсам, углям, известнякам, глинам, насыщенным водой. При достаточно высоких температурах и давлениях высокую пластичность приобретают даже самые крепкие породы, такие как кварциты, аплиты, гнейсы.и др. При этом одновременно может происходить и перекристаллизация вещества.

При однородности физических свойств отдельных слоев течение вещества происходит рассредоточение в направлении слоистости; при разнородных слоях оно сосредоточивается в наиболее пластичных в данных условиях слоях. Несмотря на значительные перемещения вещества при образовании складок течения, заметить поверхности скольжения почти никогда не удается из-за происходящей одновременно с течением перекристаллизации пород.

Складки течения обладают особенно неправильными формами с многочисленными раздувами, утонениями и пережимами слоев (см. рис. 121, д). Наиболее обычны условия, при которых возникают складки течения, связанные с общим горизонтальным сжатием пород. При этом происходит относительно свободный рост антиклиналей вверх, а породы с малой вязкостью перемещаются из крыльев на участки с меньшим давлением в ядра складок, где они образуют структуры течения, нередко дисгармоничные к общему строению основной складки.

Складки течения, развитые в метаморфических толщах, отличаются небольшими размерами и образуются под воздействием стресса в условиях повышения температуры до сотен градусов и длительного воздействия нагрузок.

В более резкой форме, хотя и на ограниченных по площади районах, складки течения появляются в породах с малой вязкостью и пониженной плотностью (соли, гипсы).

Будучи перекрыты отложениями с большой плотностью, они начинают перемещаться вверх, протыкая последние и образуя при этом сложные сочетания складок (диапировые складки, см. ниже).

Из сказанного выше следует, что в каждом из типов складок обязательно присутствуют явления, свойственные и двум другим типам. Иногда образование двух или даже трех типов складок может происходить одновременно. Например, в пластичном ядре диапировой складки могут возникнуть складки продольного изгиба и складки течения, а вмещающие породы в это время будут испытывать поперечный изгиб, выгибаясь вверх. Тем не менее каждому из видов складок присущ определенный преобладающий характер перемещения вещества, что вместе с отмеченными выше морфологическими особенностями позволяет легко различать отдельные разновидности складок в естественных условиях.

Геологические условия образования складок

Геологическая обстановка, в которой происходит образование складок, весьма различна. Наиболее широко распространены складки, связанные с эндогенными процессами. В этом случае возникает эндогенная складчатость, или складчатость тектонического происхождения. Значительно реже, главным образом в самой верхней части земной коры, возникают складки, обусловленные экзогенными процессами, В таких условиях образуется экзогенная складчатость, или складчатость нетектонического генезиса.

Эндогенная складчатость

В эндогенной складчатости выделяются две подгруппы: конседиментационная складчатость, или складчатость, возникающая параллельно с накоплением осадков, и постседиментационная, или наложенная складчатость, развивающаяся позже образования пород. Коренное различие обеих подгрупп складок заключается в том, что конседиментационная складчатость создается теми же тектоническими движениями, которыми обусловливается, в конечном счете, и осадконакопление, т. е. вертикальными движениями земной коры. В противоположность этому постседиментационная складчатость образуется тектоническими движениями различного типа, при этом вертикальные перемещения не всегда играют ведущую роль. Значительно большее значение при формировании наложенной складчатости имеют общие горизонтальные перемещения земной коры, ограниченные вертикальными и крутонаклонными или горизонтальными и слабонаклонными поверхностями.

Другое, существенное отличие конседиментационной складчатости от наложенной, выражается в разных формах воздействия процессов складкообразования на породу. Параллельно с конседиментационной складчатостью происходит преобразование осадков в горную породу, которая даже может оказаться подвергнутой метаморфизму, не выходящему за пределы начальной стадии. Наложенная складчатость большей частью развивается в отложениях, уже деформированных конседиментационной складчатостью. Вовлеченные в постседиментационную складчатость породы нередко претерпевают сильный метаморфизм, вплоть до изменения их первичного состава и полной перекристаллизации с образованием кристаллических сланцев, гнейсов и иных продуктов метаморфизма.

В конседиментационных складках очень часто наблюдаются изменения мощностей и фаций при переходе от их крыльев к замкам, имеющие первичный характер и возникающие при отложении осадков; в наложенных складках этого не наблюдается, а отмечаемые иногда сокращения мощностей в крыльях и увеличение в замках вызываются пластическими деформациями.

(Чего-то не хватает…)

Изучение условий образования новых минералов и их расположения в складках указывает на то, что они возникают и развиваются главным образом в процессе складкообразования, т. е. перекристаллизация пород и складчатость происходили одновременно и являются следствием одних и тех же причин. При этом необходимо подчеркнуть, что степень перекристаллизации пород не зависит от интенсивности складчатости. Нередко породы, смятые в самые сложные складки, почти не изменены, в то же время толщи, сложенные лишь в плавные пологие складки, превращены в гнейсы и кристаллические сланцы. Следует, по-видимому, предположить, что степень перекристаллизации пород в процессе складкообразования зависит не от интенсивности складчатости, а от условий, при которых происходит развитие складок.

Образование таких обычных минералов метаморфических пород, как гранат, биотит, мусковит, полевой шпат и ряд других, составляющих основную массу гнейсов и кристаллических сланцев, возможно только в условиях достаточно высокого давления и температуры. Такая обстановка может возникнуть в земной коре на глубине не менее чем в несколько километров, поэтому складки, сложенные породами, образовавшимися при перекристаллизации первоначального их состава в процессе складчатости, следует называть глубинными. Складки, развивающиеся в верхних зонах земной коры, при образовании которых не происходит существенных изменений в первоначальном составе пород, называются поверхностными.

Процессы формирования поверхностной складчатости изучены относительно полно. В зависимости от условий образования этой категории складчатости выделяются следующие типы складок: складки регионального смятия, облекания, гравитационного скольжения, приразрывные, складки, связанные с перемещением магмы в земной коре, и диапировые.

Складки регионального смятия (общего смятия, по В. В. Белоусову) образуются при продольном изгибе деформирующихся толщ под влиянием сил, действующих на огромных территориях параллельно поверхности Земли. Природа этих сил не вполне ясна. Возможно, что их появление в верхней зоне коры обусловливается движениями по наклонным разломам глубокого заложения, достигающим глубины в сотни километров и протягивающимся на сотни и тысячи километров. Эти разломы устанавливаются по концентрации в их пределах очагов землетрясений, разрывов, приуроченности интенсивной вулканической и интрузивной Деятельности, анализом мощностей и фаций осадочных толщ и Другим признакам. Один из таких современных разломов выявлен на территории Охотского моря и Курильских островов (рис. 129). Распределение очагов землетрясений показывает, что разлом наклонен под углом 35—55° к поверхности Земли. При движении земной коры по поверхности разлома возникает горизонтальная составляющая, которая может вызывать в верхней зоне земной коры образование поясов линейных складок, вытянутых параллельно направлению разлома (рис. 130, а, б).

Рис. 129. Разрез через восточную окраину Азии.

1— осадочный слой; 2 — гранитный слой; 3 — базальтовый слой; 4 — зона Бенъофа — Заварицкого; 5—6 — эпицентры землетрясений (5 — приповерхностных и глубоких, 6 — сверхглубоких)

Есть основания полагать, что складчатость регионального сжатия вызывается также горизонтальными перемещениями крупных участков земной коры. Особенно благоприятны в этом отношении области соприкосновения массивов древних кристаллических метаморфических пород с относительно более молодыми геосинклинальными толщами. Складчатость, возникающая в последних случаях, имеет обычно в своем направлении дугообразные повороты, и нередко и петлеобразные изгибы.

Для складок регионального смятия характерны линейные симметричные и асимметричные формы с общей ориентировкой осей. Примерами могут служить палеозойские складчатые пояса Урала и Тянь-Шаня, складчатость в мезозойских толщах альпийского галса и др.

Складки облекания (отраженные складки, по В. Е. Хаи-су; глыбовые складки, по В. В. Белоусову) представляют собой поперечные изгибы в верхнем структурном этаже (или осадочном чехле), образующиеся при глыбовых перемещениях нижнего структурного этажа-фундамента (см. рис. 130, в, г),

В большинстве случаев складки облекания начинают образовываться одновременно с осадконакоплением при перемещениях глыб фундамента вдоль разделяющих их разрывов. Это подтверждается закономерным уменьшением мощностей в сводах антиклиналей и увеличением мощностей отложений в ядрах синклиналей.

Разрывы из фундамента могут проникать и в породы осадочного чехла, осложняя строение развивающихся в нем складок.

К складкам облекания относятся также глыбовые складки. В этих структурах, развивающихся из складок облекания, разрывы, по которым перемещаются блоки фундамента, проникают в деформирующийся осадочный чехол и достигают поверхности. Таким путем возникают чередующиеся антиклинальные и синклинальные складки, разделенные продольными разрывами (обычно сбросами или взбросом), с уплощенными или плоскими замками и сравнительно крутыми крыльями. Такие глыбовые складки получили название горст-антиклиналей и грабен-синклиналей. В ядрах горст-антиклиналей на поверхность нередко выведены породы фундамента; в противоположность этому центральные части грабен-синклиналей слагаются наиболее молодыми толщами.

Рис. 130. Схемы образования поверхностной складчатости

Размеры описываемых складок весьма различны. Наиболее крупные из них могут достигать в длину 100 км и более.

Складки облекания обладают своеобразными чертами строения в различных структурных зонах земной коры. В складчатых областях, где они особенно характерны для заключительного этапа развития, складки облекания имеют изометричные, брахиформные или коробчатые формы, реже линейные асимметричные, иногда с подвернутыми крыльями. В их расположении отсутствует общая ориентировка, или она сохраняется лишь для отдельных районов. Нередко ориентировка и форма небольших изгибов, осложняющих строение основной складки, неодинаковы. В платформенном осадочном чехле складки облекания характеризуются плавными очертаниями, незначительными углами наклона пород на крыльях, увеличивающимися обычно с глубиной, различными формами на разных стратиграфических уровнях.

Складки гравитационного скольжения образуются на склонах поднятий под действием гравитационных сил. Особенно благоприятные условия для развития этих складок создаются в тех случаях, когда растущие поднятия окаймляются не менее интенсивно прогибающимися впадинами. Осадочные толщи, покрывающие склоны поднятий, приобретают в таких условиях значительный наклон и под воздействием гравитационных сил перемещаются в сторону впадин, подвергаясь при этом продольному изгибу. Амплитуда перемещения может достигать значительных размеров: максимальные амплитуды известных смещений составляют 20—30 км. Нередко гравитационному скольжению способствует присутствие пластичных пород (соли, гипсы, ангидриты, глины), которые в таких случаях могут играть роль своеобразной смазки, значительно облегчающей скольжение оползающих толщ.

Складки гравитационного скольжения широко распространены В складчатых областях. Здесь им свойственны наклонные, опрокинутые и лежачие формы, осложненные надвигами (см. рис. 130, 5) Ориентировка осей складок параллельна наиболее прогнутым частям впадин. Рассматриваемые складки нередко развиваются и на незначительных по площади участках, осложняя складки регионального смятия и складки облекания (см. рис. 130, е).

Развиты складки гравитационного скольжения также в краевых прогибах, где они представлены наклонными и опрокинутыми линейными структурами, нарушенными надвигами; иногда они принимают здесь вид гребневидных антиклиналей, разделенных широкими синклиналями.

Складки, связанные с разрывами (приразрыв-ные складки). При перемещении пород вверх по наклонным разрывам, главным образом по взбросам и надвигам, в нижнем, лежачем крыле развиваются горизонтально или наклонно ориентированные силы, вызывающиеся давлением висячего крыла. Эти силы могут обусловить образование складок продольного изгиба в нижнем, опущенном крыле разрыва, интенсивность и форма которых зависят от амплитуды перемещения и угла наклона сместителя. Наиболее благоприятны в этом отношении разрывы с наклоном сместителя от 40 до 60°. Вблизи таких разрывов образуются наклонные или опрокинутые складки, ориентированные параллельно простиранию разрыва, частые вблизи сместителя и затухающие по мере удаления от него. От этих же условий зависит и ширина полосы, захваченной приразрывной складчатостью. Обычно она невелика, и складки быстро затухают в сторону от поверхности разрыва (см. рис. 130, ж).

Приразрывные складки могут развиваться и на опущенных крыльях сбросов, там, где крылья при опусканиях испытывают изгибы и коробления (см. рис. 130, з).

⇐ Предыдущая 16 17 18 19 202122 23 24 25 Следующая ⇒