Причины многообразия магматических пород

Признание существования ограниченного числа первичных магм несколько противоречит огромному разнообразию магматических пород, встречающемуся в природе. Причина этого противоречия кроется в тех физико-химических процессах, которые нарушают однородность первичного магматического расплава и обусловливают образование различных по составу пород. К таким процессам относятся дифференциация, ассимиляция и гибридизация.

Дифференциация магмы – это процесс разделения однородного первичного расплава на различные по химическому составу фракции, из которых образуются горные породы разного минерального состава. Дифференциация может происходить в жидкой фазе до появления первых кристаллов – ликвация, или в процессе выделения кристаллов из расплава – кристаллизационная дифференциация. В процессе ликвации магма расслаивается на две различные по плотности и несмешивающиеся жидкие фазы.

Главной причиной разнообразия магматических пород является кристаллизационная дифференциация. Отделение кристаллов от расплава обусловливается главным образом действием силы тяжести (гравитационное фракционирование). Процесс гравитационного фракционирования заключается в последовательной кристаллизации силикатов, начиная от наиболее тугоплавких и тяжелых (железомагнезиальные силикаты и основные плагиоклазы) и кончая легкоплавкими и легкими (калиевые полевые шпаты и кварц). В процессе кристаллизации тяжелые минералы погружаются в нижние слои расплава, а остаточный расплав верхних частей обедняется железо-магнезиальными соединениями и обогащается кремнеземом. В результате гравитационного фракционирования в процессе кристаллизации основной магмы в нижних слоях расплава могут образовываться ультраосновные породы; при этом в верхних слоях расплав может приобрести такой состав, что из него начнут формироваться диориты, сиениты и даже граниты.

Процесс дифференциации может происходить как на больших глубинах, в магматическом очаге, так и в верхних частях земной коры, в магматической камере. В результате дифференциации в магматическом очаге в верхние горизонты коры внедряются уже готовые дифференциаты первичной магмы, при застывании которых образуются породы различного состава, слагающие самостоятельные тела. Процесс дифференциации в магматической камере приводит к формированию расслоенных интрузий, в которых основность горных пород уменьшается снизу вверх. При излиянии магмы на поверхность кристаллизационная дифференциация практически не имеет места, так как магма затвердевает быстро и не успевает раскристаллизоваться.

Ассимиляция – процесс полной переработки вмещающих пород, контактирующих с магмой или попадающих в нее в виде обломков – ксенолитов. Магма изменяет свой состав, расплавляет и растворяет вмещающие породы. Особенно резко изменяется состав первичной магмы, если она ассимилирует осадочные или метаморфические породы, существенно отличающиеся от нее по химическому составу. В таких случаях образуются новые разновидности магматических пород, мало сходные по составу с породами первичной магмы.

Гибридизация – процесс неполной переработки магмой вмещающих пород. В ходе этого процесса внутри магматиче­ской камеры сохраняются непереплавленные ксенолиты, а на окружающих их участках магма «загрязняется» чужеродными компонентами. При застывании в таких участках образуются гибридные породы, которые содержат не характерные для магматических пород минералы. По своему составу участки гибридных пород резко отличаются от пород главной части массива.

 

Интрузивный магматизм

 

Слова и словосочетания

батолит	несогласные интрузивные тела
дайка, жила, кольцевые дайки	силл
интрузия	согласные интрузивные тела
лакколит, лополит	шток

Формы проявления магматизма зависят от геологической обстановки образования и внедрения магмы и тесно связаны с тектоническими движениями земной коры. Если поднимающаяся магма не достигает поверхности Земли, а застывает внутри коры, образуются глубинные магматические тела – интрузии. Форма интрузивных тел может быть очень разнообразной. Она зависит от залегания вмещающих пород, их трещиноватости и физических свойств магмы – ее вязкости.

Существуют два основных механизма внедрения магмыво вмещающую толщу. Подвижная магма может проникать по плоскостям напластования осадочных пород или по трещинам. При этом она может поднимать пласты кровли или, наоборот, вызывать прогибание подстилающих пластов, воздействуя своей массой.

Расплав прокладывает себе дорогу вверх и обрушивает породы кровли, которые тонут и ассимилируются в нем. В этом случае магма сама формирует пространство, которое она занимает.

От механизма внедрения магмы зависит не только форма, но и контакт интрузивных тел с вмещающими осадочными породами. В зависимости от соотношения с вмещающей осадочной толщей, интрузивные тела подразделяются на согласные и несогласные (классификация Р. Дэли). Согласные интрузивные тела образуются в результате внедрения магмы по плоскостям напластования осадочных пород. К этому классу интрузии относятся силлы, лакколиты, лополиты и факолиты.

Силл – пластообразное интрузивное тело, размеры которого могут быть разными (рис. 61, а). Силлы являются широко распространенной формой залегания основных магматических пород, поскольку базитовые магмы очень и подвижные легко проникают по плоскостям напластования. Как правило, они залегают группами и встречаются в толщах не дислоцированных или слабодислоцированных осадочных пород.

Лакколит – тело, имеющее плоское основание и куполообразный свод (рис. 62, б). Лакколиты образуются при внедрении кислой магмы, которая вследствие большой вязкости с трудом проникает по плоскостям наслоения, скапливается на одном участке и приподнимает породы кровли. Форма лакколитов в плане округлая, с диаметром от сотен метров до нескольких километров.

Лополит – чашеобразное тело, его вогнутая форма обусловлена прогибанием подстилающих пластов под тяжестью магмы (рис.61, в). Лополиты чаще всего сложены породами базитового или ультрабазитового состава и представляют собой очень крупные интрузивные тела, площадь которых достигает десятков тысяч квадратных километров.

Факолит – линзообразное тело, залегающее в ядре антиклинальной или синклинальной складки (рис. 61, г), факолиты имеют небольшие размеры, встречаются редко и только в складчатых областях. Образуются они одновременно со складками.

Несогласные интрузивные тела формируются при заполнении магмой трещин во вмещающей толще и при внедрении магмы путем обрушения пород кровли. К ним относятся дайки, жилы, штоки и батолиты.

Дайка – плитообразное тело, мощность которого значительно меньше его протяженности (рис. 62, а). Дайки образуются при заполнении трещин и ориентированы в земной коре вертикально или наклонно. Размеры их колеблются в очень широких пределах. Самая крупная из известных даек – «Большая дайка» Родезии – имеет мощность около 5 км и протяженность около 500 км. Различают особую разновидность даек – кольцевые дайки, которые возникают при заполнении магмой трещин отрыва, появляющихся при растяжении блоков горных пород. Как правило, дайки сложены породами базитового состава и встречаются группами, составляя серии параллельных или радиальных тел. Жила отличается от дайки меньшими размерами и невыдержанной извилистой формой (рис. 62, б).

Шток – тело неправильной цилиндрической формы, с крутопадающими или вертикальными контактовыми поверхностями (рис. 62, в). В плане очертания его могут быть неправильные, но, в общем, изометричные. Корни штоков уходят на большие глубины. Площадь поперечного сечения не превышает 100 км². Штоки представляют собой широко распространенную форму залегания магматических пород различного состава.

Батолит – самое крупное интрузивное тело. Площадь батолитов измеряется десятками и сотнями тысяч квадратных километров. Один из крупнейших батолитов, обнаруженный в Северо-Американских Кордильерах, имеет длину около 2000 км и ширину около 200 км. Форма батолитов в плане несколько вытянута в соответствии с направлением осей складчатых структур, контактовые поверхности крутые, кровля куполо­образная с выступами и впадинами (рис.62, г). В виде батолитов залегают граниты и породы близкого к ним состава. Относительно условий их образования не существует единого мнения. В результате исследований В.С. Коптева-Дворникова, Н.А. Елисеева и других ученых доказано, что большинство тел этого типа сформировались в результате многократного повторного магмообразования в крупных очагах.

 

Эффузивный магматизм

Слова и словосочетания

везувианский, гавайский тип	купола (конусы)
вулканическая бомба, брекчия	лава, лавовые потоки, покровы
вулканический пепел, песок, туф	лапилли
вулканы центрального типа	мофетты, сольфатары,фумаролы
жерло	основные (базальтовые) лавы
кальдера	пелейский, стромболианский тип
кислые лавы	площадные, трещинные вулканы
конусообразные постройки	эффузивные тела

 

Эффузивный магматизм проявляется в обстановке дробления земной коры и образования разломов, по которым магма поднимается и изливается на поверхность Земли. Магма, излившаяся на поверхность, превращается в лаву. Лава отличается от магмы тем, что почти не содержит летучих компонентов, которые при падении давления отделяются от магмы и уходят в атмосферу.

При излиянии магмы на поверхности образуются вулканы различного типа. По строению вулканических аппаратов вулканы подразделяются на площадные, трещинные и центральные. Площадные вулканы существовали только на самых ранних этапах развития Земли, когда земная кора была тонкой: на отдельных участках могла целиком расплавиться. И излияния магмы происходили на обширных площадях. Практически площадные вулканы – это моря расплавленной лавы. В трещинных вулканах подводящий магму канал представляет собой протяженную трещину. Вулканизм трещинного типа в отдельные отрезки времени достигал очень широких масштабов, в результате чего на поверхность Земли выносилось огромное количество вулканического материала. На современном этапе трещинных вулканов мало, они встречаются в отдельных районах, например вулкан Лаки в Исландии, Толбачинский на Камчатке. Большинство современных вулканов относится к центральному типу. При извержении таких вулканов обычно образуются конусообразные постройки.

Иногда на склонах конуса возникают маленькие конусы. Они образуются в месте выхода побочных каналов, ответвляющихся от основного. Такие маленькие конусы получили название побочных или паразитических.

С течением времени конус вулкана, сложенный лавами и туфами, может быть полностью или частично разрушен процессами денудации. После сильных извержений на месте вулканических построек могут образоваться обширные впадины – кальдеры, которые по происхождению подразделяются на кальдеры взрывные и кальдеры оседания. Как правило, эти кальдеры имеют крутые внутренние стенки и довольно плоское дно.

Извержения вулканов носят различный характер: могут сопровождаться взрывами и землетрясениями, или протекают спокойно. Взрывы часто происходят в результате закупорки центрального канала вязкими лавами и скопления газов под образовавшейся пробкой. Жидкие лавы спокойно переливаются через край кратера и растекаются по окружающей местности. В целом при извержениях продукты вулканической деятельности могут быть газообразными, жидкими и твердыми.

Газообразные продукты, или фумаролы, характеризуются высокой температурой и разнообразным составом. В них содержатся водяные пары, углекислый газ, азот, сернистый газ, водород, оксид углерода, хлор и др. Газовый состав фумарол во многом определяется их температурой. В зависимости от температуры выделяются сухие, кислые и щелочные фумаролы.

Газовые выделения с температурой около 100–180°С называются сольфатарами. Они состоят преимущественно из водяных паров и сероводорода. Газовые выделения с температурой ниже 100°–180° С называются мофетами они представлены главным образом углекислым газом и водяными парами.

В ряде случаев выделение вулканических газов достигает грандиозных масштабов. Наличие газов в магме замедляет ее остывание, а их потеря приводит к быстрому затвердеванию жидких продуктов извержения.

Жидкие продукты, или лавы, при извержении характеризуются высокими температурами от 900 до 1200° С. Как отмечалось ранее, лава представляет собой магму, потерявшую газовые компоненты. Лавы, как и магмы, различаются по химическому составу, опре­деляющему их физические свойства. В зависимости от содержания SiO₂ выделяют лавы кислые (риолитовые) и базитовые (базальтовые).

Кислые (риолитовые) лавы светлые, окрашены обычно в серые тона, вязкие, тугоплавкие, медленно остывают и содержат много газов. Базитовые (базальтовые) лавы, наоборот, окрашены в темные тона, имеют большую плотность, жидкие, легкоплавкие, быстро остывают и содержат мало газов. При застывании лав образуются излившиеся, или эффузивные, горные породы.

Поскольку лавы обладают различными физическими свойствами, то при излиянии их на поверхность Земли образуются эффузивные тела разной формы: купола (конусы), покровы и потоки.

Покровы возникают при излиянии лав базитового (базальтового) состава и нередко занимают огромные площади. Лавовые потоки значительно меньше по площади, образуются в тех случаях, когда лава движется по ущельям, речным или ледниковым долинам. При сравнительно небольшой ширине лавовые потоки бывают вытянуты на десятки километров. Остывание лавовых тел происходит неравномерно. В их теле появляются характерные трещины, по которым происходит своеобразное растрескивание пород; это явление называется отдельностью. Различают отдельность столбчатую, матрацевидную, шаровую и др.

Помимо газообразных и жидких продуктов, во время извержения вулкана выбрасывается большое количество твердых продуктов, которые представлены обломками горных пород или кусками успевшей застыть лавы. Твердые продукты, выбрасываемые в воздух, падают на различном расстоянии от кратера. При этом наблюдается определенная закономерность: более крупные обломки падают у края кратера и скатываются вниз по его внешнему и внутреннему склонам, а мелкие выбрасываются на прилегающие равнины или падают у подножия конуса. В зависимости от величины обломков твердые продукты вулканических извержений подразделяются на вулканические бомбы, лапилли, вулканический песок и пепел.

Вулканические бомбы – это крупные в диаметре, от нескольких сантиметров до 1 м и более, куски затвердевшей или частично затвердевшей лавы. Форма бомб самая различная – от шаровидной до веретенообразной. Встречаются бомбы неправильной формы. Лапилли (лат. «лапиллис» – камешек) – представляют собой обломки шлака величиной до 1,5 – 3 см в диаметре. Форма лапиллей, как и бомб, весьма разнообразная. Вулканическим песком называются твердые продукты извержения, размер обломков не превышает 1–5 мм. Вулканический пепел состоит из мельчайших (менее 1 мм) частиц лавы, вулканического стекла и других пород. Пепел оседает на склонах конуса или разносится на большие расстояния; при накоплении и уплотнении пепла формируются породы, которые называются вулканическим туфом. Из скоплений вулканического материала различных размеров образуются породы, получившие название агломерата, или вулканической брекчии.

Типы вулканических извержений. Характер извержений бывает весьма различным и зависит от температуры лавы и ее химического состава. Эти свойства определяют количество продуктов извержения, сопровождающих землетрясений и т.д. По таким признакам установлено несколько типов извержений – гавайский, стромболианский, везувианский и пелейский (рис. 63).

В настоящее время на суше известно более 700 действующих вулканов. Число подводных вулканов практически не поддается учету – только в Тихом океане предполагается наличие не менее 10 тыс. конусов и центров излияния лав.

Извержения вулканов – грозные явления природы, часто сопровождающиеся человеческими жертвами и значительными разрушениями. Одно из сильнейших извержений произошло в 1815 г на о-ве Сумбава в Индонезии, когда взорвался вулкан Тамбора. Из кратера было выброшено около 100 км³ пепла на высоту до 20 км. При этом на удалении до 40 км были разбросаны бомбы диаметром 13 м, а в 150 км от вулкана толщина слоя выпавшего пепла достигала 0,5 м. При взрыве иот его последствий погибло 100 тыс. человек.

Другими крупными извержениями в истории являются извержение вулкана Кракатау в Индонезии (1883 г.), при котором погибло 36 тыс. человек; извержение вулкана Мон-Пеле на о-ве Мартиника (1902 г.) с 30 тыс. жертв; извержение Везувия (79 года н.э.), вулкана Лаки (Исландия, 1783 г.), вулкана Унзедоке (Япония, 1792 г.) и другие. Катастрофическим было извержение вулкана Арепас в Колумбии в ноябре 1985 г., когда погибло более 20 тыс. человек.

Существенно сказывается деятельность вулканов и на глобальном климате, поскольку в атмосферу выбрасывается огромное количество пыли, в результате чего снижается прозрачность атмосферы, и соответственно, происходит похолодание. Так, в результате извержения вулкана Тамбора в 1815 г. практически не было лета; в Лондоне отмечалось снижение среднегодовой температуры на 2–3° С, в Северной Америке вообще не созрел урожай. В целом результаты воздействия вулканических извержений на климат могут ощущаться в течение нескольких лет.

Изучение действующих вулканов показывает, что вулканическая деятельность приурочена к тектонически активным участкам земного шара – областям современного горообразования и развития глубинных разломов (рис 64). Из анализа приведенной карты следует, что большая часть действующих в настоящее время вулканов (около 60 %) сосредоточена на побережье Тихого океана, в зоне так называемого Тихоокеанского «огненного» кольца. Известны вулканы на Аляске и западном побережье Северной Америки, далее цепь их протягивается вдоль Тихоокеанского побережья Южной Америки до Огненной Земли. На западном побережье Тихого океана вулканы непрерывной цепочкой тянутся от Новой Зеландии через острова Фиджи, Соломоновы до Новой Гвинеи, далее через Филиппинские острова, Японию и Курильские острова на Камчатку, где сосредоточено большое количество действующих и потухших вулканов. В северной части Тихого океана известны многочисленные вулканы Алеутских островов, которые, протягиваются от Камчатки к Аляске, как бы замыкая «огненное» кольцо.

Другой зоной повышенной вулканической деятельности является Средиземноморско-Гималайский пояс. Эта зона прослеживается в широтном направлении от Альп через Апеннины, Кавказ до гор Малой Азии. Здесь расположены такие вулканы, как Везувий, Этна, вулканы Липарских островов и Эгейского моря, Эльбрус, Казбек, Арарат и др.

Менее обширной зоной распространения вулканов является субмеридиональная Атлантическая зона, которая прослеживается от Исландии через Азорские и Канарские острова до островов Зеленого Мыса. Большинство вулканов здесь потухшие. Наиболее известен действующий вулкан Гекла в Исландии.

Небольшая группа вулканов находится в Восточно-Африканской зоне разломов. Здесь расположены вулканы Кения и Килиманджаро.

 

Тектонические движения

И деформации земной коры

Слова и слвоосочетания

древние движения	современные движения
неотектонические движения	эпейрогенические движения
орогенические движения

Тектонические движения – это любые механические перемещения внутри земной коры, которые приводят к изменению ее строения. Примеров этому достаточно много: Скандинавское побережье поднимается, а Голландия и Германия опускаются; долина реки Рейн на 500 км прослеживается в Северном море, а полуостров Канин Нос (Белое море) во времена Ивана Грозного был островом. Таким образом, земная кора постоянно находится в движении, причем в современной геологии выделяют два основных типа тектонических движений: эпейрогенические (или колебательные) и орогенические (складчатые).

Эпейрогенические движения – медленные вековые поднятия и опускания земной коры, не вызывающие изменения первичного залегания пластов. Эти вертикальные движения имеют колебательный характер и обратимы, то есть поднятие может смениться опусканием. Среди этих движений различают:

Современные, которые зафиксированы в памяти человека и их можно измерить инструментально, например, путем проведения повторного нивелирования. Скорость современных колебательных движений в среднем не превышает 1–2 см/год, а в горных районах она может достигать и 20 см/год.

Неотектонические движения – это движения за олигоцен-четвертичное время (25 млн лет). Принципиально они ничем не отличаются от современных. Неотектонические движения зафиксированы в современном рельефе, главный метод их изучения – геоморфологический. Скорость их движения на порядок меньше: в горных районах – 1см/год; на равнинах – 1 мм/год.

Древние медленные вертикальные движения зафиксированы в разрезах осадочных пород, причем мощность накопившихся осадков рассматривается как мера общего тектонического опускания за время накопления осадков, а их слоистость и ритмичность – показатели колебательных движений, наложенных на опускание. Скорость древних колебательных движений меньше 0.001 мм/год.

Орогенические движения происходят в двух направлениях – горизонтальном и вертикальном: первое приводит к смятию пород и образованию складок и дизъюнктивов сжатия, т.е. к сокращению земной поверхности. Вертикальные движения приводят к поднятию области проявления складкобразования и возникновению горных сооружений. Орогенические движения протекают значительно быстрее, чем колебательные. Они сопровождаются активным эффузивным и интрузивным магматизмом, а также метаморфизмом. В последние десятилетия эти движения объясняют столкновением крупных литосферных плит, которые перемещаются в горизонтальном направлении по астеносферному слою верхней мантии.

Орогенические движения приводят к дислокациям горных пород и изменению их первичного залегания.

 

2.4.2.1. Дислокации осадочных пород

 

Слова и словосочетания

амплитуда разрыва	надвиг, шарьяж
антиклинальная складка	периклиналь, центриклиналь
брахиантиклиналь	пликативные дислокации
брахисинклиналь	разрывные дислокации
веерообразная складка	синклинальная складка
горсты, грабены	сместитель
диапиры	соляные купола
дизъюнктивы	ступенчатый сброс
линейные складки	сундучные (коробчатые) складки
моноклиналь, флексура	трещины, трещиноватость
мульда	элементы складки

Основной областью накопления осадков является дно морей и океанов. Здесь осадки часто отлагаются в виде параллельных, практически горизонтальных слоев. Однако в процессе геологического развития первоначальные формы залегания горных пород обычно нарушаются под влиянием эндогенных процессов, главным образом тектонических (орогенических) движений земной коры. Всякое нарушение первоначального горизонтального залегания горных пород называется дислокацией. Дислокации подразделяются на пликативные и дизъюнктивные.

Пликативные дислокации (складчатые нарушения). Это дислокации, которые происходят без разрыва сплошности пластов. Среди них различают следующие основные формы: моноклинали, флексуры и складки.

Моноклинали представляют собой толщи пластов горных пород, равномерно наклоненных в одну сторону на значительном протяжении (рис. 65, а).

Флексурами называются уступообразные нарушения горизонтально (или моноклинально) лежащих пластов (рис. 65, б). Флексуры обычно возникают при блоковых смещениях нижележащих пород. При смещениях небольшой амплитуды разрыва не происходит, но мощность пород в зоне сдвига часто бывает сокращенной. У флексур различают нижнее, соединительное и верхнее крылья. Соединительное крыло представляет собой участок, на котором пласты имеют крутой наклон и сокращенную мощность.

Складки – это волнообразные изгибы слоев горных пород, которые образуются под действием давления при складкообразующих движениях.Складки являются основной формой пликативных дислокаций. Они бывают двух основных видов – антиклинальные и синклинальные. Антиклинальными называются выпуклые складки, в которых пласты падают в противоположные стороны от центра, а в центральных частях залегают более древние породы, чем на периферии (рис. 66, а). Синклинальными называются вогнутые складки, в которых пласты падают навстречу друг другу, а в центральных частях располагаются более молодые породы, чем на периферии (рис.66, б).

Антиклинальные и синклинальные складки имеют следующие элементы: крылья, шарнир, замок, угол, осевую поверхность, ось, ядро. характеризуется шириной, амплитудой и длиной (рис. 67). Крылья – боковые части складки. Шарнир – линия пересечения плоскостей крыльев выше замка складки. Замок – участок складки в области оси, где происходит перегиб крыльев. Иногда замок антиклинальной складки называют сводом, а замок синклинали – мульдой. Угол складки – угол, заключенный между крыльями складки, мысленно продолженными до их пересечения. Осевая поверхность (плоскость) – воображаемая плоскость, проходящая через шарниры всех пластов складки. Ось складки* – линия пересечения осевой плоскости с поверхностью складки в области замка. В продольно-вертикальном разрезе ось складки нередко поднимается и опускается (ундулирует). Ядро складки – толща горных пород, слагающих замок антиклинальных и синклинальных складок.Замыкание антиклинальной складки (в плане) называется периклиналью, а замыкание синклинальной складки – центриклиналью.

Ширина – расстояние между крыльями складки. При наличии нескольких параллельных складок ширина складки определяется как расстояние между осевыми поверхностями двух соседних антиклинали и синклинали. Амплитуда складки – вертикальное расстояние от перегиба антиклинали до перегиба сопряженной синклинали по одному и тому же слою.

Длина – расстояние в плане от одного периклинального (или центриклинального) окончания до другого.

В поперечном разрезе по положению осевой поверхности и крыльев складки делятся на прямые, наклонные (косые), лежачие и перевернутые. У прямых складок осевая поверхность вертикальная, а крылья располагаются симметрично (рис. 68, а). Осевая поверхность наклонных (косых) складок

 

* – В учебниках по структурной геологии эту линию называют шарниром

наклонена, крылья падают в разные стороны (рис. 68, б). Разновидностью наклонных являются опрокинутые складки, оба их крыла наклонены в одну сторону (рис. 68, в). У лежачих складок осевая поверхность находится в положении, близком к горизонтальному, крылья почти параллельны друг другу. Перевернутая – складка, у которой осевая поверхность перешла в горизонтальное положение и получила обратный наклон (рис. 68, г).

По характеру расположения крыльев и форме замка различают складки выпуклые (или вогнутые), острые (гребневидные), изоклинальные, веерообразные, сундучные (коробчатые). Угребневидных складок крылья сходятся под острым углом, а замок имеет остроугольную форму (рис.69, а). Изоклинальные складки имеют узкий замок и параллельные крылья (рис. 69, б). Веерообразные складки отличаются широким замком, веерообразно расходящимися крыльями и пережатым ядром (рис.69, в).

У сундучных (коробчатых) складок широкий замок и относительно крутые, почти вертикальные крылья (рис. 69, г).

Особенности строения складок в плане также позволяют выделить ряд типов. По соотношению длины и ширины различают непрерывные линейные и прерывистые изометричные складки. Линейные образуются при интенсивном смятии пород и имеют узкую вытянутую в плане форму. Отношение длины к ширине у таких складок составляет 10:1:20:1 и более. В периклиналях и центриклиналях пласты залегают более полого, чем на крыльях.

Линейные складки в плане бывают прямолинейными, дугообразно изогнутыми, ветвящимися, виргирующими, кулисообразными и сигмовидными (рис. 70). Часто один тип линейных складок сменяется другим.

Изометричные складки характерны для областей спокойного геологического развития. В плане их длина незначительно превышает ширину. Среди изометричных складок выделяют брахискладки, валы, купола и диапиры. У брахискладок отношение длины к ширине изменяется в пределах 2:1–5:1. Среди них различают брахиантиклинали и брахисинклинали. Купола представляют собой антиклинали, у которых отношение длинной оси к короткой меньше 2:1. В плане они имеют округлые изометричные очертания. Синклинальный аналог куполов – чаши. Крупные вытянутые антиклинальные поднятия, состоящие из брахиантиклиналей и куполов, называют валами. Они протягиваются на десятки и сотни километров. Нередко амплитуды валообразных поднятий достигают 200–300 м. Углы падения пластов на крыльях валов невелики и обычно не превышают 3–5°.

Своеобразной формой куполовидных прерывистых складок являются диапиры (купола с ядром протыкания). Характерные особенности диапиров – наличие пластичных пород (соль, гипс, глины и др.) в ядре и закономерное увеличение угла наклона пластов от крыльев к ядру складки (рис. 71). Если ядра сложены каменной солью, складки называются соляными куполами. Диапиры образуются при выдавливании высокопластичных пород ядра складки (соль, гипс, глина) вверх, в область пониженного горного давления. В результате диапировые ядра приобретают различные формы – линз, штоков, грибов и т. д.

Разрывные дислокации – это дислокации, сопровождающиеся разрывом сплошности пластов горных пород. Они возникают в результате ударного нарастания нагрузки, на которую горные породы реагируют как хрупкие тела. Различают два вида разрывов:

1. Трещины – разрывыбез заметного смещения пород друг относительно друга. Совокупность трещин называется трещиноватостью.

2. Дизъюнктивы – это разрывы с заметным смещением пород друг относительно друга. Они проявляются в виде трещин или зон дробления. Плоскость разрыва, по которой происходит относительное перемещение пластов горных пород, называется сместителем (рис. 72). Примыкающие к этой плоскости участки горных пород называются крыльями (или блоками). При наклонном сместителе различают висячее и лежачее крылья (блоки).

Величина относительного перемещения пластов по сместителю называется амплитудой разрыва (h). Различают амплитуды: истинную (наклонную) – расстояние в плоскости сместителя между кровлей или подошвой одного и того же пласта в висячем и лежачем крыльях; вертикальную – проекция истинной амплитуды на вертикальную плоскость; горизонтальную – проекция истинной амплитуды на горизонтальную плоскость; стратиграфическую – расстояние между кровлей или подошвой одного и того же пласта в висячем и лежачем крыльях.

По характеру, величине, направлению и углу относительного перемещения крыльев разрывы подразделяются на сбросы, взбросы, надвиги и сдвиги.

Сбросы представляют собой разрывные нарушения, у которых висячее крыло смещено вниз по отношению к лежачему (рис. 73, а). Угол наклона сместителя к горизонтальной плоскости составляет 40–60°. При вертикальном положении сместителя сбросы называются вертикальными.

Взбросы представляют собой разрывы, у которых висячее крыло по отношению к лежачему крылу смещено вверх по круто падающему сместителю (более 60°) (рис. 73, б).

Надвиги – разрывы типа взброса, их висячее крыло надвинуто на лежачеепо пологому (менее 60°) сместителю (рис. 73, в). Пологие надвиги большой горизонтальной амплитуды при малом угле наклона сместителя называются шарьяжами, или тектоническими покровами. Горизонтальная амплитуда их может достигать сотни километров.

Сдвиги представляют собой разрывы, крылья которых смещаются преимущественно в горизонтальном направлении. Они нередко сочетаются со сбросами, взбросами и надвигами (сбросо-сдвиги и т.д.) (рис. 73, г).

Разрывные нарушения обычно встречаются группами и образуют системы дизъюнктивов: ступенчатые сбросы, грабены и горсты. Ступенчатые сбросы представляют собой систему сбросов, в которой каждое последующее крыло опущено относительно предыдущего (рис.73, д). Грабены – это система ступенчатых сбросов, в которой центральная часть опущена относительно периферийных блоков (рис.73, е).

Горсты – система взбросов, в которой центральная часть приподнята по отношению к периферийным блокам (рис. 73, ж).

Взбросы, надвиги и горсты возникают в условиях сжатия, а сбросы и грабены – в условиях растяжения земной коры.

 

Землетрясения

 

Слова и словосочетания

гипоцентр, эпицентр	очаг землетрясения
глубокофокусные землетрясения	поверхностные (L) волны
денудационные землетрясения	поперечные (S) волны
изосейсты	приповерхностные землетрясения
магнитуда	продольные (Р) волны
сейсмические волны	промежуточные землетрясения
сила землетрясения	техногенные землетрясения
тектонические землетрясения	шкала Ч.Рихтера

Землетрясения – это резкие смещения блоков пород внутри литосферы, вызванные мгновенным переходом потенциальной энергии упругих напряжений в кинетическую энергию перемещения. Проявляются землетрясения в виде толчков. Высвобождение энергии сопровождается разрывами и смещением твердого вещества в очаге землетрясения и деформацией горных пород за пределами очага. Они распространяются в виде упругих колебаний – сейсмических волн (продольных, поперечных и поверхностных).

Продольные (Р) волны – это волны сжатия и растяжения, возникающие как реакция среды на изменение объема. Колебание частиц происходит в направлении р