Меню
Главная
Авторизация/Регистрация
 
Главная arrow География arrow Структурная геология

СКЛАДКИ. ГЕНЕТИЧЕСКИЕ ТИПЫ

Морфологические характеристики складок во многом зависят от того, каким образом они (складки) сформировались. Вместе с тем складки, сформированные в разных условиях, часто демонстрируют морфологическое сходство, т.е. морфология складок определяется как условиями их формирования, так и свойствами самих сминаемых комплексов пород; поэтому при определении генетических типов складок учитывают разные критерии, стараясь рассмотреть механизм складкообразования с различных сторон. Наиболее распространены классификации по следующим критериям: 1) направлению приложенных сил; 2) отношению к осадконакоплению; 3) степени пластичности пород; 4) характеру деформирующих сил.

Классификации складок по направлению приложенных сил

По направлению приложенных сил различают складки поперечного изгиба (рис. 8.1,/), или штамповые (они формируются в результате вертикальных движений отдельных блоков), и складки продольного изгиба (рис. 8.1,2), или общего смятия (они формируются за счет горизонтального сжатия).

  • —о-
  • 2
Схематическая модель формирования складок поперечного (7) и продольного

Рис. 8.1. Схематическая модель формирования складок поперечного (7) и продольного

(2) изгиба

Складки поперечного изгиба. Складки поперечного изгиба, как правило, имеют относительно крутые крылья и пологие замки. Это сундучные, килевидные и гребневидные складки, часто асимметричные, их крылья осложнены флексурами. Такие складки наиболее распространены в чехлах платформ и образуются над опускающимися или поднимающимися блоками фундамента.

Наиболее распространенным морфологическим типом штам-повых складок в плане являются брахискладкы, реже — изомет-ричные. Они имеют более или менее прямолинейные крылья и угловатые замки, что отражает конфигурацию блоков фундамента, разделенных разрывами. На рис. 8.2 показан фрагмент геологической карты Сарысу-Тенизского водораздела. Верхнедевонско-раннека-

Фрагмент геологической карты Сарысу-Тенизского водораздела. Казахстан

Рис. 8.2. Фрагмент геологической карты Сарысу-Тенизского водораздела. Казахстан

(по В.Н. Завражнову, 1984). Объяснения в тексте

менноугольные (Э3Ь, Э3с, С^, Сф, Сф) толщи смяты в штамповые складки, угловатые в плане, с прямолинейными очертаниями. По прямолинейной форме крыльев складок хорошо опознаются разрывные нарушения северо-западного и северо-восточного простирания. По этим разрывам происходили вертикальные перемещения блоков фундамента (Э3а).

На космическом снимке северного борта Таримской плиты (южнее хр. Кокшаал-Тау, Северный Китай) хорошо видны штамповые брахискладки с почти ортогональными ограничениями (рис. 8.3). По простиранию крыльев уверенно дешифрируются скрытые разрывы запад-северо-западного и северо-восточного простирания.

К особому типу складок поперечного изгиба относятся диапи-ровые складки, формирующиеся под воздействием всплывающих снизу масс легких пород. Среди диапировых складок наиболее распространены соляные. Если соляной пласт (плотность соли 2,1 г/см3) залегает среди пород с существенно большей плотностью (плотность других осадочных пород 2,3 н- 2,7 г/см3), то возникает

юз

с_з Рис. 8.3. Штамповые складки северного борта Таримской плиты. Северный Китай.

Снимок Google Earth

так называемая инверсия плотностей, т.е. легкий пласт оказывается под тяжелым и «стремится» всплыть. За счет этого на верхний пласт действует подъемная сила. При совершенно ровной границе между пластами система находится в равновесии. Однако поверхность пласта никогда не бывает абсолютно ровной, в местах повышенной мощности солей давление верхней толщи оказывается несколько меньшим, а подъемная сила — чуть большей. За счет этой разницы соль начинает всплывать, приподнимая и прорывая вышележащие пласты, т.е. формируя диапыр. Процесс принимает необратимый характер, так как давление над диапиром постоянно уменьшается по сравнению с давлением на окружающие его участки, из которых соль и выдавливается во всплывающее тело.

Теоретические расчеты показывают, что для формирования соляных диапиров мощность солей должна быть более 120 м, а мощность покрышки — более 300 м; при этом морфология возникающих диапиров зависит от соотношения мощности соли и перекрывающих ее пород (рис. 8.4). При небольшой относительной мощности солей они образуют пологие подушки, при большей мощности — формируют разнообразные штоки, которые при очень большой мощности солей сливаются в соляные стены.

Над поднимающимся соляным диапиром пласты выгибаются, формируя структуру соляного купола. За счет сил растяжения при формировании купола возникают системы радиальных и кольцевых разрывов, из-за чего в верхних частях штока соль может растворяться подземными водами и, как следствие, над ним возникают провалы. Получившуюся таким образом структуру обычно называют структурой «битой тарелки» (рис. 8.5).

Перво

начальная

мощность

солей

Рис. 8.4. Зависимость типов соляных структур от первоначальной мощности слоя пермских солей (по Трусгейму, из Э.У. Спенсера, 1981; с изм.). Объяснения в тексте

Структура «битой тарелки» над соляным куполом (по Twiss, Moores, 2000; с изм., упрощено). В центре купола два параллельных провала — локальные грабены

Рис. 8.5. Структура «битой тарелки» над соляным куполом (по Twiss, Moores, 2000; с изм., упрощено). В центре купола два параллельных провала — локальные грабены.

Оцифрована глубина залегания кровли солей

В областях активного соляного диапиризма соли могут даже выходить на поверхность. Как правило, это происходит в ядрах соляно-купольных структур, таких как Кухи-Намак в Загросе, Ходжа-Мумын в Таджикистане и Сдом в Израиле на Мертвом море (рис. 8.6).

Кроме соляных, в природе широко распространены и глиняные диапиры. Они формируются примерно таким же образом, как соляные; правда, ведущую роль играет не столько плотностная инверсия, сколько повышенная пластичность глин. В ядрах синклиналей давление вышележащих пород за счет большего их веса оказывается значительно выше, чем в антиклиналях. Поэтому высокопластичные глины выдавливаются в ядра антиклиналей, которые вследствие этого начинают быстро расти (рис. 8.7). В анти-

С > Рис. 8.6. Соляной купол Сдом размером 5 х 2 км. Соли слагают гору высотой 247 м

над уровнем Мертвого моря. Снимок Google Earth

Грязевой вулкан Андрусова. Булганакское вулканическое поле. Керченский п-ов. Фото Арк.В. Тевелева

Рис. 8.8. Грязевой вулкан Андрусова. Булганакское вулканическое поле. Керченский п-ов. Фото Арк.В. Тевелева

Модель формирования глиняного диапира и грязевых вулканов

Рис. 8.7. Модель формирования глиняного диапира и грязевых вулканов

(по П.А. Фокину, 2008)

клиналях же скапливаются и флюиды (вода, углекислый газ, природный газ и пр.), из-за чего там возникает аномальное давление. Поднимающаяся под давлением жидкая глина часто дает инъекции, которые образуют глиняные жилы, а также глиняные силлы, которые в разрезе легко спутать с пластами и линзами глин. Выбросы разжиженной глины на поверхность создают над ди-апирами грязевые вулканы (рис. 8.8), деятельность которых обычно контролируется землетрясениями.

Складки продольного изгиба. Мощные толщи пород могут сминаться не только силами, приложенными поперек слоистости, но и теми, которые приложены вдоль нее. Возникающие таким образом складки продольного изгиба имеют иные, более сложные механизмы деформации, среди которых принято выделять три главных: деформацию межслоевого скольжения, деформацию флексурного изгиба и деформацию флексурного течения

Типы деформаций при формировании складок продольного изгиба

Рис. 8.9. Типы деформаций при формировании складок продольного изгиба:

  • 1 — деформация межслоевого скольжения; п — нейтральная шарнирная линия; 2 — деформация флексурного изгиба; 3 — деформация флексурного течения: п — нейтральная поверхность, г — первично-прямоугольный репер. Объяснения в тексте
  • (рис. 8.9). Как видно из рисунков, все эти механизмы объясняют образование концентрических складок.

Деформация межслоевого скольжения (рис. 8.9,1) является ведущей в слоистых толщах, в которых отдельные слои в целом недостаточно пластичны, но и межслоевое сцепление невелико. Бытовым аналогом этого механизма является изгибание пачки бумаги, при котором листы (отдельные слои) вынуждены проскальзывать относительно друг друга, поскольку в изогнутой пачке радиус изгиба внутренних слоев меньше, чем внешних, а протяженность их одинакова. Из-за такого проскальзывания на поверхности пластов часто образуется штриховка, направленная от линии шарнира к линии перегиба. Максимальная длина штрихов приходится на район линии перегиба, поскольку друг относительно друга пласты более всего смещаются на середине крыла, а на линии шарнира смещение слоев нулевое, поэтому ее называют нейтральной линией, а осевую поверхность — нейтральной поверхностью. При таком механизме внутрислойные деформации проявлены только в замках.

Деформация флексурного изгиба «работает» в ситуации, когда слоистость выражена плохо, межслоевое сцепление велико, а изгиб осуществляется только за счет внутрислойных деформаций, которые сосредоточены в крыльях складок. Бытовой аналог такого механизма — изгиб гофрированной трубы между параллельными входом и выходом. Для иллюстрации и измерения внутрислойных деформаций, возникающих при изгибе слоев, принято рассматривать условные элементарные сферы, которые «помещаются» внутрь неде-формированного слоя. Аналогом таких сфер могут быть, например, оолиты в известняках или вариолиты в базальтах. На модели деформации флексурного изгиба (рис. 8.9,2) видно, что условные элементарные сферы остаются недеформированными вблизи осевых поверхностей, называемых и в этом случае нейтральными поверхностями, и максимально деформированными на крыльях. Первично-прямоугольные реперы, нанесенные поперек слоя, вблизи нейтральной поверхности остаются прямоугольными, но на крыльях деформируются в сигмоиды.

Деформация флексурного течения реализуется в пачках, обладающих высокой пластичностью и межслоевым сцеплением; в таких условиях изгиб происходит исключительно за счет внутрислойных деформаций, которые сосредоточены в замках. Бытовой аналог такой деформации — изгиб резиновой пластины. Нетрудно видеть (рис. 8.9,5), что нейтральная поверхность в этом случае проходит посередине слоя, а элементарные условные сферы максимально деформированы внутри складки (в части слоя с минимальным радиусом кривизны), где они превращены в эллипсоиды, вытянутые поперек пласта, и по периферии складки (в части слоя с максимальным радиусом кривизны), где они деформированы в эллипсоиды, растянутые вдоль пласта. Первично-прямоугольные реперы, расположенные поперек слоя, по всему изгибу превращены в трапеции.

По морфологии складки продольного изгиба чаще относятся к категории линейных, острых. Обычно это подобные складки, иногда в комбинации с концентрическими.

Дисгармоничные складки. При любых механизмах формирования складок продольного изгиба они имеют одно общее свойство — длина волны полученных складок прямо пропорциональна мощности смятого слоя. Интуитивно это понятно: чем толще пласт, тем труднее смять его в мелкие складки. Если в толще пород чередуются пласты разной мощности, то общий стиль складчатости задается именно пластами максимальной мощности, а образованные ими складки именуются доминантными (рис. 8.10). Слои малой мощности при этом могут быть смяты в существенно более мелкие складки (на порядок и больше), чем доминантные. Такие складки называются дисгармоничными, поскольку длины волн (гармоники) доминантных и дисгармоничных складок принципиально не совпадают.

/

Рис. 8.10. Схема образования доминантных и дисгармоничных складок:

7 — первоначальное положение слоев разной мощности; 2 — складки, получившиеся

в результате смятия

'ХАЛЛА/'

Обычно дисгармоничные складки локализуются в местах максимального перегиба доминантных складок — в ядрах, причем больше в ядрах антиклиналей (рис. 8.11). Пласты, сложенные прочными или, точнее, более вязкими породами и образующие доминантные складки, называют компетентными, а менее вязкие пласты, смятые в дисгармоничные складки, — некомпетентными. Дисгармоничные складки могут быть связаны и со складками поперечного изгиба. В этом случае они сосредоточиваются также в местах максимального перегиба слоев, т.е. в крутых крыльях складок.

Надо отметить, что дисгармоничные складки образуются не только путем смятия некомпетентных пачек пластов, зажатых среди компетентных. Очень часто сложные дисгармоничные складки образуются при диапиризме за счет нагнетания под давлением пластичных пород в область антиклинальных перегибов (рис. 8.12).

На рис. 8.13 показаны дисгармоничные складки нагнетания тонкослоистых глинисто-карбонатных пород, выдавленных в антиклиналь между компетентными пластами грубослоистых, массивных известняков.

Дисгармоничные складки тонкослоистых известняков и кремней в ядре антиклинали, сложенной толстослоистыми известняками нижнего карбона. Южный Урал

Рис. 8.11. Дисгармоничные складки тонкослоистых известняков и кремней в ядре антиклинали, сложенной толстослоистыми известняками нижнего карбона. Южный Урал

Схема формирования складок нагнетания (по П.А. Фокину, 2008)

Рис. 8.12. Схема формирования складок нагнетания (по П.А. Фокину, 2008)

С^>

Рис. 8.13. Складки

нагнетания глинисто-карбонатных пород в толще известняков нижнего карбона. Южный Урал

 
Если Вы заметили ошибку в тексте выделите слово и нажмите Shift + Enter
< Пред   СОДЕРЖАНИЕ   След >
 

Популярные страницы