Материал: геотектоника
61
динамического
влияния
разлома
),
где
сосредоточены
складчато
-
разрыв
-
ные
нарушения
и
тектониты
,
магматизм
,
метаморфизм
,
специфические
приразломные
осадочные
формации
.
Если
участок
земной
коры
покрыт
сетью
разрывных
нарушений
,
где
угол
между
нарушениями
не
превышает
20–30°,
то
такую
сеть
мож
-
но
считать
насыщенной
,
поскольку
при
любой
ориентировке
горизон
-
тального
стресса
смещение
произойдет
по
какай
-
то
из
уже
имеющихся
зон
разрывов
.
Разломы
в
земной
коре
закономерно
ориентированы
относительно
оси
вращения
Земли
и
образуют
в
совокупности
регматическую
сеть
,
состоящую
из
трех
систем
разломов
–
ортогональной
и
двух
диагональ
-
ных
.
Такие
характеристики
полностью
соответствуют
особенностям
ориентировки
планетарной
трещиноватости
.
В
океанах
длительность
развития
внутриплитных
разломов
огра
-
ничена
сравнительно
небольшим
временем
существования
океаниче
-
ской
коры
.
4.2.
Складчато
-
разрывные
дислокации
Основные
процессы
складкообразования
вызваны
эндогенными
причинами
.
Это
эндогенная
складчатость
.
Изгибы
слоев
в
верхней
ча
-
сти
разреза
коры
,
вызванные
экзогенными
причинами
образуют
экзо
-
генную
складчатость
.
Разрывные
структуры
распространены
значи
-
тельно
шире
складчатых
.
Они
представлены
трещинами
–
разрывами
без
смещения
–
диаклазами
.
Разрывы
со
смещением
(
параклазы
,
или
разломы
)
тесно
связаны
со
складчатостью
.
Кинематические
и
динамические
условия
образования
складок
отличаются
большим
разнообразием
.
В
механическом
отношении
вы
-
деляются
три
типа
складок
:
складки
продольного
изгиба
,
складки
по
-
перечного
изгиба
и
складки
течения
.
Между
двумя
последними
типами
иногда
выделяют
промежуточный
тип
–
складки
скалывания
.
Складки
продольного
изгиба
,
которые
вызываются
силами
,
на
-
правленными
навстречу
друг
другу
вдоль
слоистости
,
характеризуются
интенсивным
ростом
в
направлении
,
перпендикулярном
слоистости
.
Осевые
поверхности
таких
складок
перпендикулярны
направлению
действия
сил
.
Складки
продольного
изгиба
,
возникающие
при
простом
сдвиге
,
когда
к
слою
приложены
силы
параллельные
,
но
направленные
в
противоположных
направлениях
слоистости
,
и
одна
из
этих
сил
дей
-
ствует
в
кровле
слоя
,
а
другая
в
его
подошве
,
осевые
поверхности
скла
-
док
ориентированы
под
углом
к
направлению
действующих
сил
.
62
Складки
поперечного
изгиба
испытывают
неодинаковое
по
интен
-
сивности
растяжение
.
Ось
сжатия
направлена
перпендикулярно
слои
-
стости
,
а
удлинения
–
вдоль
слоев
.
Складки
течения
развиваются
в
пластичных
породах
.
Они
характе
-
ризуются
сложными
очертаниями
.
Геологические
условия
образования
складок
в
земной
коре
весьма
разнообразны
.
Образование
складок
в
осадочных
толщах
приповерх
-
ностной
части
разреза
не
сопровождается
существенными
изменения
-
ми
состава
пород
.
Эти
складки
Э
.
Арган
назвал
покровными
складками
.
Складки
в
метаморфических
толщах
сопровождаются
перекристалли
-
зацией
пород
в
условиях
высоких
температур
и
давлений
.
Эта
складча
-
тость
получила
название
глубинной
.
Среди
покровной
складчатости
наибольшим
распространени
-
ем
пользуются
складки
регионального
сжатия
,
или
компрессионные
складки
.
Они
возникают
под
действием
горизонтально
ориентирован
-
ного
стресса
.
Эти
складки
характеризуются
отчетливо
выраженной
линейностью
и
вергентностью
(
однообразным
по
направлению
накло
-
ном
осевых
поверхностей
).
Среди
механизмов
образования
покровной
складчатости
выделяются
механизмы
,
связанные
с
вертикальными
движениями
внутри
подвижного
пояса
.
Первая
из
моделей
связывает
складчатость
с
глубинным
диапиризмом
(
В
.
В
.
Белоусов
)
и
увеличени
-
ем
объема
пород
,
вследствие
чего
они
сминаются
в
складки
.
В
другой
модели
рассматривается
гравитационный
механизм
,
в
котором
слои
под
действием
силы
тяжести
сползают
с
крыльев
растущего
поднятия
и
сминаются
в
складки
.
Вторая
группа
концепций
основывается
на
приоритете
горизон
-
тальных
движений
.
Наиболее
ранние
представления
исходят
из
кон
-
тракционного
сжатия
остывающей
Земли
.
Позднее
появилась
модель
о
подвиге
платформ
под
геосинклинальные
осадки
,
затягивание
этих
осадков
на
глубину
нисходящими
мантийными
течениями
(
О
.
Амп
-
ферер
,
Г
.
Штилле
,
Э
.
Краус
и
др
.).
Дальнейшим
развитием
этих
пред
-
ставлений
стали
модели
,
основанные
на
тектонике
плит
.
Согласно
этим
представлениям
основными
зонами
складчатых
деформаций
являются
зоны
конвергенции
литосферных
плит
(
субдукции
и
коллизии
).
Одни
складки
возникают
в
глубоководном
желобе
при
формировании
аккре
-
ционной
призмы
.
Другая
геодинамическая
обстановка
–
это
обстановка
сжатия
континентальной
окраины
под
воздействием
уходящей
под
нее
зоны
субдукции
.
Важную
роль
в
этом
процессе
играет
пластовый
срыв
чехла
по
поверхности
фундамента
и
отдельных
частей
разреза
чехла
по
наиболее
пластичным
породам
.
Слои
сминаются
в
складки
,
в
даль
-
63
нейшем
нагромождаются
друг
на
друга
,
образуя
дуплексы
.
На
поздней
стадии
орогенеза
к
этим
механизмам
добавляется
гравитационное
спол
-
зание
пород
.
Складчатость
общего
сжатия
на
платформах
образуется
также
в
ре
-
зультате
регионального
сжатия
,
исходящего
от
складчатых
поясов
.
При
этом
сжатие
передается
вдоль
компетентных
преимущественно
карбо
-
натных
пород
,
которые
отслаиваются
от
фундамента
и
некомпетентных
слоев
,
испытывающих
нагнетание
в
своды
растущих
антиклиналей
.
Кроме
таких
бескорневых
складок
,
на
платформах
распространены
складки
облекания
(
отраженная
,
штамповая
складчатость
)
,
пред
-
ставляющие
собой
складки
поперечного
изгиба
,
вызванные
движения
-
ми
блоков
фундамента
.
Кроме
того
,
выделяются
приразломные
складки
,
образующиеся
в
чехле
над
активными
разломами
;
диапировые
складки
(
складки
нагне
-
тания
),
обусловленными
нагнетанием
пластичных
пород
(
солей
,
гип
-
сов
,
глин
,
углей
).
Близкую
природу
имеют
складки
,
связанные
с
пере
-
мещением
магмы
в
земной
коре
,
а
также
серпентинитовые
диапиры
,
которые
могут
формировать
протрузии
.
Складчатость
часто
сопровождается
кливажем
,
который
ма
-
кроскопически
выражен
параллельной
делимостью
горных
пород
.
В
современных
моделях
его
связывают
с
процессами
минералогической
дифференциации
при
деформации
.
Такая
дифференциация
протекает
путем
избирательного
растворения
минералов
(
кварца
,
хлорита
,
каль
-
цита
и
др
.)
под
давлением
.
Остаточная
концентрация
слабораствори
-
мых
минералов
образует
кливажные
швы
,
которые
разделяют
микро
-
литоны
–
пластины
и
линзы
исходной
породы
.
Кливаж
всегда
формиру
-
ется
в
парагенезе
с
минеральными
жилами
растяжения
,
бороздами
на
-
растания
,
тенями
давления
.
Среди
разновидностей
кливажа
выделяют
межзерновой
(
дизъюнктивный
)
кливаж
,
который
развит
в
слабоизме
-
ненных
обломочных
породах
,
и
кливаж
плойчатости
(
грануляционный
кливаж
)
,
распространенный
в
метаморфических
породах
и
аргиллитах
.
Выделяется
также
послойный
кливаж
,
образующийся
до
складчатости
в
процессе
катагенеза
.
При
однородном
изгибе
слоев
со
сплющивани
-
ем
,
скольжением
вдоль
кливажных
швов
,
возникает
веерообразный
и
обратный
веерообразный
кливаж
.
Если
происходит
скольжение
по
гра
-
ницам
слоев
,
формируются
различные
типы
преломляющегося
клива
-
жа
.
Если
главным
механизмом
является
сплющивание
и
скольжение
по
кливажу
без
изгиба
,
образуется
главный
(
параллельный
)
кливаж
.
При
скольжении
частей
породы
по
секущему
слоистость
кливажу
могут
формироваться
складки
скалывания
(
кливажные
складки
)
.
В
процессе
64
метаморфизма
и
перекристаллизации
возникают
различные
типы
слан
-
цеватости
,
макроскопически
почти
не
отличимые
от
кливажа
.
Глубинная
(
синметаморфическая
)
складчатость
–
это
складча
-
тость
течения
,
возникающая
в
условиях
высоких
температур
и
давле
-
ний
.
Складчатость
вертикального
течения
возникает
при
воздействии
усилий
,
близких
к
горизонтальным
.
Складчатость
горизонтального
те
-
чения
образуется
под
влиянием
стресса
в
вертикальном
направлении
.
Гранитогнейсовые
купола
и
валы
–
это
особый
вид
синметамор
-
фической
складчатости
.
Они
представляют
собой
крупные
(
десятки
и
сотни
километров
в
поперечнике
)
пологие
поднятия
,
сложенные
грани
-
тогнейсами
.
В
их
ядрах
распространены
анатектические
граниты
,
а
по
периферии
–
метаморфические
сланцы
убывающей
степени
метамор
-
физма
.
Сланцы
часто
отделены
от
гранитогнейсового
ядра
первичным
несогласием
.
Такие
купола
получили
название
окаймленных
куполов
.
На
контакте
оболочки
и
ядра
встречается
конгломерат
с
галькой
грани
-
тогнейсов
и
гранитов
из
ядра
и
,
вместе
с
тем
,
гранитоиды
могут
проры
-
вать
образования
оболочки
(«
эффект
Седергольма
»).
Объясняется
это
тем
,
что
породы
ядра
первично
представляли
фундамент
,
а
оболочка
–
чехол
,
но
затем
подверглись
ремобилизации
–
повторному
разогреву
с
переходом
в
пластичное
и
расплавленное
состояние
.
Образование
купо
-
лов
обязано
инверсии
плотностей
.
Слагающие
их
ядро
гранитогнейсы
и
граниты
обладают
меньшей
плотностью
,
чем
вмещающие
метаморфи
-
ческие
породы
и
всплывают
,
когда
метаморфизм
достигает
амфиболи
-
товой
фации
.
При
этом
метаморфиты
их
крыльев
оказываются
смятыми
в
мелкие
сжатые
складки
с
вергентностью
,
направленной
к
ядру
купола
.
Экзогенная
складчатость
представлена
подводно
-
оползневыми
складками
(
характерными
для
флишевых
толщ
),
складками
осадочного
облекания
неровностей
эрозионного
рельефа
,
складками
уплотнения
,
образующимися
при
неравномерном
уплотнении
осадка
в
диагенезе
,
складками
разбухания
,
возникающими
в
зоне
гипергенеза
,
в
частности
,
за
счет
гидратации
ангидрита
и
перехода
его
в
гипс
,
складки
оседания
,
образующиеся
в
процессе
карстования
пород
.
Выделяются
также
склад
-
ки
,
относящиеся
к
гляциодислокациям
и
криотурбациям
.
4.3.
Тектонические
покровы
(
шарьяжи
)
Тектонический
покров
(
шарьяж
)
–
это
горизонтальный
,
пологий
или
волнистый
крупный
надвиг
с
перемещением
на
десятки
и
сотни
киломе
-
тров
.
В
покровных
структурах
различают
аллохтоны
(
перемещенные
мас
-
сы
горных
пород
)
и
автохтоны
,
не
испытавшие
перемещения
.
Аллохтон
65
от
автохтона
отделен
поверхностью
срыва
(
волочения
)
.
В
процессе
сме
-
щения
аллохтон
может
распадаться
на
отдельные
пластины
–
дигитации
.
Вдоль
поверхностей
смещения
образуются
тектониты
мощностью
в
де
-
сятки
и
сотни
метров
.
В
тектонитах
могут
оказаться
линзы
и
крупные
от
-
торженцы
пород
аллохтона
и
автохтона
.
Нередко
поверхности
смещения
формируются
по
серпентизированным
ультраосновным
породам
.
В
теле
покрова
различают
тыльную
,
срединную
(
щит
,
панцирь
)
и
лобовую
(
фрон
-
тальную
)
части
.
Область
,
от
которой
начинается
перемещение
покрова
,
называется
его
корнями
.
Отдельные
фрагменты
покрова
,
выделившиеся
в
процессе
денудации
,
называются
экзотическими
останцами
,
или
клип
-
пами
.
Вследствие
эрозии
аллохтон
может
быть
размыт
на
изолированном
участке
,
и
на
поверхности
появятся
породы
автохтона
.
Такие
участки
на
-
зываются
тектоническими
окнами
.
Перемещение
аллохтона
сопрово
-
ждается
разрушением
его
фронтальной
части
и
образованием
меланжа
(
тектонической
смеси
).
Меланж
представляет
собой
хаотическое
образо
-
вание
,
отличающееся
от
олистостромов
наличием
дислокационных
тек
-
стур
.
Но
меланжи
могут
образоваться
по
олистострому
,
а
олистостром
–
за
счет
меланжей
.
Глубина
захвата
покровами
земной
коры
различна
.
Те
из
них
,
которые
развиты
только
в
осадочных
толщах
,
называются
покро
-
вами
чехла
,
а
те
,
в
строении
которых
принимает
участие
гранитогнейсо
-
вый
слой
–
покровами
основания
.
В
особый
тип
выделяются
офиолито
-
вые
покровы
,
охватывающие
кору
и
верхи
мантии
океана
.
По
отношению
к
времени
образования
складчатости
покровы
бывают
доскладчатыми
,
соскладчатыми
и
послескладчатыми
.
Покровы
скалывания
,
или
покро
-
вы
второго
рода
,
отличаются
захватом
больших
площадей
и
большими
(150–200
км
)
амплитудами
горизонтального
смещения
.
Решающее
значе
-
ние
при
их
формировании
имеют
глубинные
подвиги
гранитогнейсового
фундамента
под
относительно
рыхлый
и
пластичный
чехол
осадочных
пород
,
наваливающихся
на
фронт
подвига
.
Покровы
скалывания
развива
-
ются
преимущественно
во
внешних
зонах
орогенов
.
По
происхождению
выделяются
гравитационные
и
компрессион
-
ные
покровы
.
Гравитационные
покровы
представляют
по
существу
ги
-
гантские
оползни
.
Компрессионные
покровы
имеют
общее
происхожде
-
ние
со
складчатостью
регионального
сжатия
и
течения
.
Во
внутренних
зонах
они
возникают
из
пакета
лежачих
складок
с
редуцированными
нижними
крыльями
антиклиналей
и
с
ядрами
из
пород
комплекса
осно
-
вания
(
покровы
пеннинского
типа
).
Часто
они
выражены
опрокинутыми
и
растянутыми
гранитогнейсовыми
валами
.
Во
внешних
зонах
преоб
-
ладают
покровы
скалывания
.
Скорости
перемещения
покровов
оцени
-
ваются
величиной
6–12
мм
/
год
.