Pис. 60. Типы складок по форме замка: а - обычная открытая. б - остроугольная, в - тупая складка

5. При рассмотрении складок в плане (на местности и на карте) и в продольном разрезе учитывают отношение их длины к ширине, зависящее от степени изогнутости формы шарнира. Различают линейные складки (длина значительно превосходит ширину, а шарнир представляет почти прямую, горизонтальную или на­клонную, линию), брахиморфные, т. е. брахиантиклинальные и брахисинклинальные складки (короткие складки, у которых отношение длины к ширине меньше 5 : 1, а шарнир изогнут дугообразно) и купола и чаши (антиклинали и синклинали, имеющие в плане примерно одинаковые длину и ширину и обладающие округлоэллиптической или неправильной формой; шарниры их имеют параболическую форму) (рис. 61).

Pис. 6 1. Типы складок по форме шарнира (в плане и в разрезе).

а и а' - линейная синклиналь; б и б' ­брахиантиклиналь; в и в' - купол

Общепринятого подразделения складок на ранги по их абсо­лютным размерам нет. Условно может быть принята классифика­ция, приведенная в § 13.

§ 32. Простые и сложные складки

Рассмотренные выше типы складок характеризуют простейшие формы складчатости. Поэтому все перечисленные в § 31 складки можно назвать простыми складками, т. е. такими, которые состоят из согласно ориентированных слоев во всей складке и не ослож­нены дополнительными изгибами. Породы, слагающие простую складку, имеют примерно одинаковую степень пластичности (по­датливости деформации).

В природе, однако, распространены и сложные складки, возни­кающие большей частью в слоистых толщах с неодинаковой плот­ностью (жесткостью) чередующихся пород. Сложная складка представляет собой сочетание основной, относительно большой складки простого строения и нескольких или множества мелких дополнительных складок, развивающихся в отдельных ее частях и усложняющих форму и рисунок в плане большой складки.

1. При этом если дополнительные складки образуются только в отдельных, более пластичных слоях большой складки (складки первого порядка), такое сочетание складок (точнее говоря, склад­чатый комплекс) называют дисгармоничным, а складки второго порядка - дисгармоничными (62, А).

,

Рис. 62. Дисгармоничная складка в гнейсах Беломорья. По В. л. Дуку (А) и блок­диаграмма дисгармоничной складки, по Х. М. Невину (Б)

Рис. 64. Зигзагообразная, или фестонная складка в Большом Каратау. Этапы (1-11) образования горизонтальных складок (а, к, б) в связи с развитием сдвига (I’- I') в Келенчесской синклинали. По В.С. Буртману.

Зигзагообразные складки развиваются одновременно с горизонтальными складками*, т. е. складками, имеющими вертикальные шарниры, довольно обычные для Большого Каратау, Тянь-Шаня, Новозеландских Альп и других районов. Здесь уже усложняются по преимуществу крылья больших складок в результате изменения направления сжатия основной структуры под влиянием сдвиговых дислокаций.

При составлении геологических карт и построении разрезов (особенно на месторождениях каменного угля) эти особенности строения складчатых комплексов учитываются, причем, всегда принимается во внимание, что форма складки в плане повторяет форму складки в разрезе (см. рис. 63).

3. Сложные складки не ограничиваются рассмотренными выше типами. Мелкая сложная складчатость характерна, например, для ядер диапировых складок. Дополнительные по отношению к очертаниям соляных штоков складки формируются при соляной тектонике, как в процессе поднятия самого соляного купола, так и при переходе ангидрита в гипс. Реакция с присоединением воды происходит на глубинах свыше 150 м и приводит к увеличению объема породы до 60 %. В связи с этим происходит коробление массы и образуются мелкие неправильной формы складки и раз­рывы. Кроме диапировых складок, дополнительные складки нередко наблюдаются также на сводах сундучных (см. рис. 59, 6, 11,12) и на крыльях обычных складок (см. рис. 59, 13). Они могут быть связаны с блокированием структур, с вторичными дислока­циями (часто разрывными) или вызваны другими причинами.

§ 33. Механизм и условия образования складок и складчатости

Образование простых и сложных складчатых дислокаций яв­ляется отражением, во-первых, единого процесса развития сло­истой структуры земной коры в ходе распределения вещества коры под воздействием гравитационного поля планеты и, во-вто­рых, общего процесса постоянных перемещений вещества осадоч­ной оболочки, а также изменения его состава и внутренней струк­туры, выражающихся при складчатости в пластическом течении вещества и связанных с любым реаль­ным механизмом деформации слоис­той структуры под влиянием текто­нических движений и различных нарушений гравитационного равно­весия.

Рис. 65. Механизм образования складок и их главнейшие типы и разновидности.

а - положение слоев до складчатости; б - складка изгиба со скольжением нерасслоенная; в - складка изгиба с первично полым отслоением в замке; г - складка изгиба с послойным течением; д - блокированная складка; е - купольная (диапировая) складка; ж - складка скалывания; е - гравитационная складка (складка течения); сплошные стрелки - направления максимальных напряжений; пунктир - дополнительные напря­жения. По Г. д. Ажгирею и В. И. Смирнову, с изменениями

В результате, с одной стороны, механическим путем образуются

многочисленные и чрезвычайно разнообразные складки изгиба (см. рис. 9, 59 и рис. 65, б-д), а с другой - в отдельных пластич­ных слоях или свитах происходит только отток материала из одних мест и перемещение его в другие. Подобная миграция мате­риала усложняет форму складок изгиба и становится главной при­чиной возникновения других форм складчатости: диапировой (см. рис. 59, 65, е), гребневидной, гравитационной (рис. 63, 65, з), относящихся, согласно В. В. Белоусову, к кинематическому типу складчатости нагнетания (гравитационные складки - частично).

Механический процесс изгибания слоев в складку может идти путем их продольного изгиба и путем поперечного изгиба (см. рис. 9). При первом из них, являющемся более распространенным спосо­бом складчатых деформаций, слои изгибаются под действием сжа­тия, вызываемого, как правило, горизонтальными силами. Однако по закону деформации тела при горизонтальном сжатии про­является и вертикальная сила, хотя и относительно слабая, соот­ветствующая длинной оси (оси растяжения) эллипсоида деформа­ций (см. рис. 6 и 66). В случае же поперечного изгиба силы ориен­тированы нормально (перпендикулярно) к плоскости слоев (т. е. большей частью вертикально), но обязательно должна действовать пара сил (см. рис. 9). Таким путем формируются верхние (над­инъективные) части диапировых, или купольных складок (см. рис. 65, е) и глыбовые (или отраженные) складки (рис. 67), связан­ные преимущественно с вертикальными движениями по разрывам (глубинным разломам) блоков фундамента.

Рис. 66. Ориентировка осей деформации в складчатом комплексе. По Г. Д. Ажгирею

Рис. 67. Глыбовые складки.

а – Доно-Медведицкий вал (по И.В. Лучицкому); б – схема конседиментационной глыбовой складки по В.В.Белоусову).

1 – фундамент; 2-5 – породы платформенного чехла; на обоих рисунках вертикальные масштабы преувеличены

Складки продольного изгиба в кинематическом отношении подразделяют на четыре типа: 1) складки изгиба со скольжением, среди которых различают: а) не расслоенные, когда смежные, большей частью жесткие (рис. 65, б), а ино­гда жесткие и промежуточный полужесткий (см. рис. 59, 10) слои остаются пло­тно прижатыми, и б) с первичным полым отслоением в замках (рис. 65, в); по­лость в них сразу же или в дальнейшем заполняется магмой или другим минераль­ным веществом, нередко рудным (рис. 68 и 69);

2) блокированные складки (рис. 65, д; 59, 11-13), т. е. скрепленные по краям в период смятия слоистой толщи И тоже имеющие между внутренними слоями полости; 3) складки изгиба с послойным течением (рис. 65, г) материала в слое пластичной породы, заключен­ном между двумя жесткими пластами, который обычно оттекает с крыльев к зам­кам; 4) складки скалывания (рис. 65, ж; 59, 16; 70), образующиеся в результате смещения горных пород вдоль сближенных трещин.

Рис. 68. Разрез антнклиналь­ной складки изгиба и отслое­ния. По Силлвелу. Черное ­золоторудные седловидные жилы.

На крыльях складок почти всегда появляются трещины отрыва и скалывания (см. рис. 9), нередко заполненные рудным веществом. Характер этих вторичных деформаций в большой степени зависит от порядка сочетаний сминающихся слоев с различной степенью пластичности (см. рис. 69).

Рис. 69. Характер вторичных деформаций в складчатой структуре при смятии разнородных слоев (а-е). По А. В. Королеву и П. А. Шехтману.

х - хрупкий (жесткий). n - пластичный. н - несущий (полухрупкий, обладающий способностью быстро залечивать образующиеся при изгибании трещины)

Рис. 70. Изоклинальная складка скалывания, деформирующая пачку железорудных прослоев. По Н.П. Семененко

Литологический состав пород и общая тектоническая обста­новка, в которой происходит складкообразование, определяют направленность и характер деформаций пород. От этих факторов особенно от механических свойств пород зависит соотношение мощностей слоев в складке, меняющееся в процессе складкообразования *. По этому признаку различают складки: концентрические, подобные, а также с уто­ненными слоями в сводах и с увели­ченной мощностью слоев в мульдах. Первые два типа характерны для складчатости общего смятия в геосин­клинальных областях. У концентрических, или параллельных складок мощ­ность на крыльях и в замках сохра­няется одинаковой (рис. 59, 8). В на­правлении от сводов и мульд к ядрам складок углы перегиба слоев посте­пенно уменьшаются (радиус кривизны изменяется) и внутренние слои пред­ставляют собой уже более острые складки; образуются они в толщах со сходными механическими свойствами слоев. У более широко рас­пространенных подобных складок, образующихся в толщах, где слои обладают различной степенью пластичности, мощности в замках увеличены (рис. 59, 9) в результате оттока пластичного материала с крыльев к замкам. Различия мощности в замках и на крыльях обычно незначительны и по­добные складки выглядят как параллельные. Следующие два типа складок: с утоненными слоями в замках (рис. 65, е; 73) и с утол­щенными слоями в мульдах (рис. 75) представлены преимуще­ственно платформенными структурами (соляными куполами и компенсационными синклиналями).

В зависимости от тектонической и палеогеографической обста­новки и ее изменения во времени формируется два вида складча­тости, названные по предложению С. С. Шульца конседимента­ционной и постседиментационной. Оба вида могут развиваться как в геосинклинальных, так и в платформенных условиях.

Конседиментационные складки образуются одновременно с от­ложением осадков (лат. «кон» - СО, с; «седиментум» - осадок) и их диагенезом. Характерными признаками таких складок яв­ляются: меньшая мощность слоев на сводах или большая в мульдах по сравнению с крыльями; несоответствие крутизны крыльев и их разные поперечные размеры; изменение фаций отло­жений на сводах антиклиналей (рис. 67, б) и в мульдах синклина­лей (рис. 75). Рост конседиментационных складок может происходить в любой тектонической обстановке, но больше они свой­ственны складчатости платформ и предгорных прогибов.

Постседиментационные складки (лат. «пост» - после) форми­руются после отложения и диагенеза осадков и в общем сохраняют параллельность слоев и другие признаки первичной слоистости. Однако и в них может меняться мощность и частично состав слоев от крыльев к замкам. Когда процесс складчатости протекает на больших глубинах, породы осадочного комплекса в большей или меньшей степени (в зависимости от глубины и интенсивности складкообразования) метаморфизуются.

Постседиментационные складки образуются преимущественно в геосинклинальных условиях. Они составляют основную массу складок земной коры.

§ 34. Складчатость в геосинклинальных областях и платформенные складки

В геосинклинальных областях, характеризующихся высокой степенью мобильности (подвижности) и преобладанием в главную фазу складчатости горизонтального сжатия, согласно В. В. Бело­ycoвy, формируется складчатость общего смятия (морфологиче­ский тип полной складчатости). При этом создаются складчатые системы, которые в течение длительного геологического времени бывают выражены в рельефе в виде горных стран. Слои образуют непрерывные комплексы складок (см. рис. 54), вытянутые линейно и параллельно при равном развитии антиклиналей и синклиналей. Такие комплексы особенно характерны для внутренних зон геосинклинальных областей.

Очень часто наблюдается закономерное зональное изменение литологического состава комплекса, так как вулканогенные и оса­дочные фации в первую фазу развития геосинклинали, как пра­вило, располагаются в виде лент вдоль генеральной оси. Вместе со складчатостью здесь образуются различные разрывные наруше­ния (чаще надвиговые и сдвиговые), делящие область на отдельные блоки со своим морфологическим типом складок. Крупные складки осложнены мелкой гофрировкой, образуя в средней части разреза (центральной) складки изоклинальные системы и, наконец, осевые плоскости складок наклонены к центру складчатой системы, в ре­зультате чего вся система приобретает веерообразное строение (рис. 71).

Рис. 71. Геологический разрез через Главный Кавказский хребет. По Е. Е. Милановскому

Складчатость происходит как во время осадконакопле­ния (конседиментационная складчатость раннего этапа), так и после него (постседиментационная складчатость). В первом случае имеет место частая смена фаций в одновозрастных слоях и резкие различия мощности на крыльях и между крыльями и замками, во втором - образуются обычные, простые и сложные, складки различных типов.

Наряду с линейными развиваются и кулисообразно располо­женные (т. е. когда одна складка затухает раньше, чем соседняя, - в шахматном порядке) и брахиформные складки (см. рис. 61, б), имеющие, однако, подчиненное распространение. Для первого типа характерно цепочковидное и параллельное расположение, для второго - кулисы и гирлянды. Для складчатых систем в целом типичны виргации (ветвления) - расхождение пучка складок от общего центра (рис. 72).

Рис. 72. Расположение осей геосинклинальных складок:

1 - параллельное; 2 – кулисообразное; 3 - гирлянды складок; 4, 5 - виргации (план). По М. А. Усову

С геосинклинальной складчатостью, особенно с корнями скла­док в древних складчатых системах, таких, как Урал, связаны многочисленные рудные и нерудные полезные ископаемые. Складки при этом контролируют размещение полезных ископа­емых, так как движение рудных растворов и газов и другие про­цессы рудообразования часто подчиняются ориентировке сло­истости и рисунку складок (см. рис. 68, 69, 70). Кроме твердых полезных ископаемых с геосинклинальными складками (обычно сопряженными с надвигами и с другими разрывными смещениями) связаны и месторождения нефти и газа. Например, известные месторождения нефти и газа в Прикарпатье, ряд месторождений нефтегазоносной области Восточного Предкавказья, месторожде­ния на геосинклинальном склоне Месопотамского прогиба (Тур­ция, Ирак, Иран) и др. Особенности складчатости учитываются и при организации водоснабжения за счет подземных вод, а так­же в бальнеологии.

Платформенные области отличаются относительно слабой тектонической активностью и преобладанием вертикальных дви­жений. Складки здесь образуются только в чехле платформ путем, главным образом, поперечного изгиба слоев (глыбовая складча­тость) и пластического течения материала (складчатость нагне­тания) и по характеру площадного размещения, в морфологиче­ском отношении, образуют, согласно В. В. Белоусову, прерывистую складчатость. Для этой складчатости типично большое разнообразие, но относительная простота морфологических типов складок, их изолированность (локальность) и крайне неравно­мерное размещение на площади платформ. Здесь на фоне общего горизонтального залегания пород преобладают положительные (антиклинальные) структуры, вытянутые в виде четкообразных валов или складок неправильной овальной формы, свойственной соляным куполам и диапировым складкам вообще.

Валы - плакантиклинали, по Н. С. Шатскому являющиеся разновидностью глыбовой складчатости В. В. Белоусова (см. рис. 67, а), представляют собой вытянутые на сотни километров под­нятия с амплитудой, измеряемой многими сотнями метров, нередко асимметричными, например Жигулевское поднятие. Классической областью распространения валов является Русская платформа.

Диапировые складки развиваются в условиях мощного плат­форменного чехла (в синеклизах), где они нередко группируются в компактные комплексы (хотя и здесь складки непосредственно не связаны друг с другом), как, например, в Урало-Эмбенском солянокупольном районе, в восточной части Прикаспийской впа­дины. С другои стороны, на больших территориях платформ (преимущественно на антеклизах) такие складки вовсе отсутствуют. Кроме платформ они распространены в предгорных и межгорных прогибах.

Диапировые складки в широком смысле слова представляют собой сложные антиклинали с ядрами, состоящими из соленосных или глинистых (влажных глин и мергелей), т. е. пластичных, причем интенсивно смятых пород, которые протыкают (прорезают) менее пластичные вышележащие слои (рис. 59, 14, 15; 73).

Рис. 73. Обобщенный разрез диапировой складки (соляного купола).

1 - каменная брекчия; 2 - гипс и ангидрит (каменно-гипсовая шляпа); 3 - соль; 4 - нефть и газ; .5 - границы слоев; 6 - сбросы ивзбросы

Складки осложнены сбросами и взбросами (последние могут отсутствовать лишь в начальной стадии роста соляных куполов). Наиболее ти­пичная диапировая структура - соляной диапировый купол ­часто может выходить на по­верхность (так называемый от­крытый купол). Если купол еще достаточно не развился и скрыт под покровом более молодых отложений, то его называют криптодиапировой (греч. «крипто» - тайный, скры­тый) складкой (см. рис. 65, е) или «закрытым» куполом.

Всякая диапировая складка состоит из двух частей: актив­ного, подвижного ядра пла­стичных пород и сравнитель­но пассивной «рамы» вмеща­ющих более жестких слои­стых осадков. Ядро имеет в плане самую различную форму, но в верхней части - обычно форму купола или короткой брахиантиклинали; в разрезе нередки и грибообразные, гребневидные, цилиндрические и другие формы. В плане (на различных уровнях) ядро характеризуется непра­вильными очертаниями и размерами - сотни метров - первые километры (иногда до 10 км). В разрезе оно отличается пологим сводом и крутыми боковыми поверхностями, обычно выполажи­вающимися книзу, при высоте столбов, достигающей нескольких километров. В ядре образуется сложная дополнительная складча­тость. Вмещающие породы в верхних горизонтах над сводовой частью ядра сжаты и образуют пологую антиклиналь (см. рис. 65, е), особенно отчетливо проявляющуюся в начальных стадиях формирования структуры. Ниже по разрезу эти породы прорваны ядром и на стыках с ним изогнуты кверху, в связи с чем образуется складка (см. рис. 59, 14, 15). Одновременно разви­ваются сопутствующие разрывные нарушения - трещины и сбросы в сводовой части структуры, главным образом по пери­ферии. Для соляных куполов, кроме того, характерно наличие каменной или глинистой «соляной шляпы» - кепрока (см. рис. 73), залегающей на кровле ядра и состоящей из различ­ных пород (гипса, ангидрита, известняков, глин и др.). Мощ­ность кепрока может достигать нескольких десятков и даже сотен метров.

Диапировые складки образуются только при условии залега­ния мощных масс пластичных пород (солей, глин) на глубине, измеряемой сотнями (не менее 300 м) и тысячами метров*. Под­нимаясь снизу, они растут очень медленно и обычно параллельно с осадконакоплением пород, т. е. это чаще конседиментационные структуры. При этом формирование соляных куполов связывают прежде всего с гравитационными силами, вызывающими «всплывание» соли (а также и влажной глины). Считают, что если на большой глубине от поверхности крупного прогиба залегает мощный пласт соли, то под нагрузкой вышележащих пород соль приобре­тает пластичность (свойство текучести) и начинает перемещаться в своды пологих антиклинальных структур; здесь создается избы­точное давление, соль давит на кровлю, протыкает ее и устре­мляется вверх (рис. 74); движение поддерживается непрерывным давлением с боков и снизу. Кроме того, соль обладает плотностью 2,15 г/см³, а вмещающие породы 2,3-2,4 г/см³; эта разница в плот­ности обусловливает разность давлений и вызывает движение соли при условии значительной разницы в уровнях между земной поверхностью и глубиной залегания исходного пласта соли. В зависимости от геологической обстановки действует тот или дру­гой механизм или оба одновременно.

Когда солевая масса подходит близко к земной поверхности или выходит из нее, то соль в своде интенсивно выщелачивается, выносится подземными водами. Но при этом на месте остается слаборастворимый и нерастворимый материал соляных прослоев и примесей, обычно преобразующийся благодаря сбросам и тре­щинам в брекчию соляной шляпы. Надсолевые породы проседают, образуются дополнительные трещины и сбросы, возникает депрес­сионная воронка, заполняющаяся молодыми континентальными осадками. Такие депрессионные формы выражены в рельефе поверхности и называются мульдами обрушения (оседания).

В нашей стране районами наиболее широкого распространения соляных диапировых складок являются Прикаспийская и Днеп­ровско-Донецкая впадины и Предуральский и Прикарпатский краевые прогибы.

Соляные купола включают месторождения каменной и калий­ной соли, гипса и ангидрита и являются чрезвычайно благоприят­ными структурами для скоплений нефти и газа. На сводах многих соляных куполов, на стыках боковых стенок соляного штока с вмещающими породами и в примыкающих слоях с коллектор­скими свойствами часто образуются ловушки (залежи) для нефти и газа (см. рис. 73). Последние по трещинам поднимаются из глубоких горизонтов и питают эти залежи.

Диапировые складки с глинистым ядром распространены преимущественно в межгорных прогибах складчатых зон и в пригеосинклинальных частях передовых (краевых) прогибов, образуясь, главным образом, под влиянием тектонических движений. С не­которыми глиняными диапирами связаны грязевые вулканы.

При росте соляных куполов (соляных массивов вообще) в межкупольном пространстве образуется межкупольная депрессия (см. рис. 74).

Рис. 74. Блок-диаграмма соляного массива. Восточная часть Прикаспийской впадины. По Г. Жолтаеву

Осадки, заполняющие эту депрессию, слегка про­гибаются (в связи с оттоком солевой массы и относительным углу­блением депрессии и одновременным поднятием соляных вздутий) и формируются компенсационные межкупольные синклинали, ха­рактеризующиеся очень пологим падением слоев на крыльях и большей мощностью осадков в мульдах.

Компенсационные синклинали могут быть двух типов. Кроме отмеченного, могут образовываться компенсационные надкупольные (надсолевые) синклинали (чаши). Они формируются при про­гибании молодой свиты осадков на поверхности депрессионной надкупольной воронки-грабена одновременно с проседанием по сбросам более древнего надсолевого свода (рис. 75).

Рис. 75. Схема строения компенсацион­ной надсолевой чаши.

1 – соль; 2 - брекчия каменной шляпы; 3 - гравий и гравийный песчаник; 4- ­разрывные смещения

В рельефе земной поверхности они почти не выражены и заполнены моло­дыми морскими и континентальными осадками, имеющими зна­чительно большую мощность, чем на смежных участках. В осадках молодой серии могут быть заключены мощные плотные пачки бурого угля. Учитывая масштабы процесса (мощность молодых осадков до 1000 м) и его относительную кратковременность (в те­чение кайнозоя), проседание древнего свода вряд ли можно объяснить одним выщелачиванием соли и обрушением кепрока. Очевидно, здесь происходили либо отток соли из купола, либо при­остановки или замедление его роста на фоне общего более быстрого поднятия окружающего участка земной коры (абсолютного и относительного). Подобные синклинали встречены в Бахмутской котловине (Донбасс).

Прерывистая складчатость обычно более контрастно проявляется в нижних горизонтах платформенного чехла. Здесь, с одной стороны, благодаря неровностям поверхности фундамента образуются складки облекания, затухающие кверху, а с другой ­формирующиеся глыбовые складки в большей степени испытывают на себе влияние вертикальных подвижек по разломам блоков фундамента. Это явление особенно типично для молодых плат­форм, например для Западно-Сибирской, где движения блоков происходили в течение мезозоя и кайнозоя. В чехле Сибирской платформы имеются структуры различных порядков, среди кото­рых купола и брахиантиклинали (четвертого порядка), сложенные аргиллитами, песчаниками и алевролитами верхней юры и мела, являются структурно-литологическими ловушками для нефти и газа.

§ 35. Изображение складок на геологической карте

На геологической карте складки изображаются в виде сим­метричных полос, границы которых повторяют очертания проек­ции ядра складки и пересекают горизонтали и реки. При этом у антиклинальных складок в ядрах будут более древние породы, чем на крыльях, а у синклинальных - более молодые (см. рис. 48, приложение 5). При горизонтальном залегании может быть подоб­ное симметричное расположение полос, но уже параллельное горизонталям и рекам. Поэтому если на карте (или на большом ее участке) отсутствуют горизонтали и реки и нет знаков, указыва­ющих на элементы залегания, то о характере (типе) залегания судить невозможно. В этом случае одна и та же картина может истолковываться и как горизонтальное залегание (слои окаймляют холм или вырисовывают впадину), и как складчатая структура ­антиклинальная или синклинальная (рис. 76).

Рис. 76. Возможные истолкавания разреза А-Б по карте без горизонталей, рек и знаков элементов залегания. По М.П. Биллингсу

На карте со складчатым залеганием складки изображаются полосами различной ширины и формы, что зависит от характера рельефа и угла падения крыльев (см. § 27). При плоском рельефе в общем случае эти полосы будут ровными, плавно сходящимися на замыканиях (см. рис. 54), а при расчлененном - извилистыми (см. рис. 48, IV, V).

По ширине выхода пласта на карте можно судить об относи­тельной крутизне падения пласта: более узкой полосе выходов одного и того же пласта соответствует более крутое крыло складки (рис. 77).

Рис. 77. Различия в ширине выхода слоя (а₂) на противоположных крыльях складки в зависимости от угла падения (α)

Поэтому на замыканиях складки, где угол падения пла­стов значительно меньше угла падения слоев на крыльях, полосы выходов широкие, особенно у линейных складок. Широкие полосы будут и в ядрах многих складок, так как на перегибах (в сводах и мульдах) денудация срезает полосу, значительно превышающую мощность слоя (см. на приложении 5 выходы D_з и С₂). У некоторых складок в осевых частях углы падения слоев уменьшаются до нуля, тогда там ставят значок горизонтального залегания.

Чем положе складки или их крылья, тем большее влияние на форму очертаний выходов пластов оказывает рельеф. При крутых углах падения крыльев искажающее влияние рельефа резко уменьшается, часто почти не сказывается. Крутопадающие крылья при любом рельефе спроектируются на карту в виде ровных полос и лишь в случае, если крылья (или одно крыло) осложнены мел­кими дополнительными складками (у зигзагообразных складок), полосы будут извилистыми (см. рис. 63 и на приложении 5 конфигурацию выходов карбона в СВ части карты).

Для определения направления падения крыльев складок по рельефу руководствуются теми же правилами, которых при­держиваются при анализе моноклинального залегания слоев (см. § 29 и рис. 47, 48, 49). Тип складки (антиклиналь, синклиналь) и направление падения крыльев можно установить на карте по относительному возрасту пород, обращая внимание прежде всего на цвет легенды и индексы, а на черно-белой карте -только на индексы, и по значкам направления (короткий штрих) и угла падения (цифра).

Шарнир складки всегда погружается 13 сторону выхода более молодых пород. Вдоль шарниров очень редко (исключение соста­вляют горизонтальные складки) происходит опрокидывание слоев, Следовательно, на участках погружения шарниров складок без­ошибочно могут быть определены стратиграфическая последова­тельность отложения и тип складки и из сопоставления нормаль­ной последовательности слоев с залеганием на крыльях складки установлено наличие опрокидывания. Отсюда следует, что места погружения шарниров складок (на карте и на местности) являются наиболее важными, «узловыми» участками для рас­шифровки складчатой структуры.

§ 36. Построение геологического разреза по карте на участке складчатого залегания пород

Геологический разрез складки в простейшем случае строят так же, как и разрез наклонного пласта (см. § 29), принимая крылья складки на выходах за противоположные моноклинали. Построение складок начинают с построения ядра. Продолжают линии падения слоев на выходах в смежных крыльях до пересече­ния и вписывают в угол, образованный пересечением линий, дугу, изображающую перегиб слоя (замок складки), которая должна соответствовать форме перегиба слоя на карте (рис. 78).

Рис. 78. Построение разреза складки. а - план, б - разрез

Соседние слои проводят параллельно ядерной части. При необходимости более точного изображения (для установления угла перегиба складки по линии разреза) прибегают к дополнительным построе­ниям. Имеется несколько способов таких построений, из которых наи­более употребимы следующие: 1) спо­соб использования данных о погру­жении шарнира (рис. 79), 2) способ перпендикуляров и биссектрис и 3) спо­соб радиусов (рис. 80 и 81). При этом допускается, что мощности слоев в складках одинаковые.

Рис. 79. Последовательность построения разреза складки по данным о погружении шарнира. По С. А. Музылеву

Рис. 80. Построение разреза складки:

а - по способу перпендикуляров и биссектрис (по М. А. Усову) и б - по способу ра­диусов (по В. Н. Веберу). Цифры - номера слоев, к которым строят перпендикуляры

Рис. 81. Построение геологического разреза способом радиусов. По В. Н. Веберу.

1 - нанесение на разрез геологических данных и углов падения (цифры - номера обнажений); 11 - построение разреза; 111 - окончательно составленный разрез; ׀v - стратиграфическая колонка. Арабские цифры - номера точек; знак вопроса - участки, перекрытые четвертичными отложениям

Однако, каким бы способом не строился разрез, следует учитывать положение осевых поверхностей и осей кладок, используя их для правильного истолкования углов падения и мощностей пластов в ядрах и за контурами изображенных на карте структур. Это особенно важно для участков линии разреза, где складки погружены под толщу недислоцированных пород, или при недостаточной стратиграфической расчлененности свиты осадочных пород (рис. 82).

Рис. 82. Разрезы через складчатые структуры, построенные с учетом положения осе­вых поверхностей (разрезы А-Б, В-Г, Д -Е, Ж -3) без учета положения осевых линий (разрезы В' -Г', В"-Г"). По А. Е. Михайлову

Необходимо помнить, что если линия геологического разреза пересекает оси или крылья складок не под прямым углом или если вертикальный масштаб (при необходимости) преувеличен по срав­нению с горизонтальным, то следует вводить соответствующие (справки на углы падения крыльев (см. приложения 1 и 2) в начальной стадии построения разреза (см. § 26 и 29).

§ 37. Структурная карта и изображение на ней складчатых структур

Обычная геологическая карта не может отразить всех особенностей складчатой структуры на некоторой глубине от поверхности. Чтобы показать эти особенности, прибегают к построению структурных карт, которые обычно представляют собой разно­видность глубинных карт.

Структурной картой называется карта подземного рельефа структур, изображенных по их опорным поверхностям (маркиру­ющим слоям) стратоизогипсами (см. рис. 74 на верхней грани ) блока и рис. 83).

Рис.83. Построение структурной карты (стратоизогипсы указаны в метрах)

Стратоизогипсы (лат. stratum - слой, isos - равный, hypsos; - высота) - линии, соединяющие точки равных абсолютных (иногда относительных) отметок поверхности пласта. Стратоизо­гипсы представляют собой проекции на горизонтальную плоскость линий простирания слоя, проведенных через равные интервалы высот или глубин (см. § 28). Стратоизогипсы проводят по поверх­ности одного и того же слоя, обычно по кровле или подошве маркирующего пласта, к которому привязывают смежные пласты, и тем самым обрисовывают тектоническую (геологическую) струк­туру толщи в целом. С помощью системы стратоизогипс, т. е. структурной карты, можно наглядно и точно изобразить многие структурные формы - моноклинали, флексуры, складки и т. д., а также сочетания этих структур. Затруднения (графического порядка) вызывает изображение с помощью стратоизогипс лишь перевернутого залегания слоев, а также наклонных разрывных нарушений.

Маркирующими (опорными) горизонтами называются выдер­жанные по простиранию и обычно по мощности, фациально, т. е. по составу, внешнему облику, фауне и флоре и другим признакам, как правило, однородные слои (или пачки слоев) известного стратиграфического положения, легко отличаемые от покры­вающих и подстилающих горных пород. Они-то и используются для сопоставления геологических разрезов при полевой работе и для оконтуривания структур при структурно-геологическом или геофизическом картировании, а также при поисково-разве­дочных работах (особенно на нефть и газ).

Принцип построения структурной карты сходен с принципом построения топографической карты с той лишь разницей, что на структурных картах абсолютные отметки опорных пунктов поверхности земли (альтитуды) заменены абсолютными отметками кровли или подошвы маркирующего слоя в точках земной поверх­ности, в которых отмечены выходы этого слоя, или в точках пере­сечения его разведочными выработками (обычно буровыми скважинами), или по данным геофизических исследований. Следовательно, прежде всего находят эти абсолютные отметки как раз­ности между отметками устьев разведочных выработок и глубиной до маркирующего горизонта (до его кровли или подошвы, см, рис. 39, 1).

Точки с вычисленными отметками маркирующего слоя наносят на чертеж (на карту) и путем качественного анализа определяют общий характер глубинной структуры. При этом приблизительно намечают положение осевых частей складок (если они имеются) и направление наклона слоя на их крыльях или в пределах моно­клиналей. Затем все пункты на крыльях складок и моноклиналях соединяют прямыми линиями, из которых составляется сеть треугольников. Для построения карты выбирают, как правило, си­стему равносторонних (или близких к ним) треугольников; при резком неравенстве их сторон правильно построить карту не­возможно. Задавшись определенным сечением стратоизогипс, по сторонам выбранных треугольников производят интерполяцию отметок между пунктами. Однозначные отметки на сторонах треугольников соединяют плавными линиями - стратоизогипсами (см. рис. 83).

Для облегчения работы по интерполяции пользуются изве­стной из курса геодезии палеткой - так называемой «высотной арфой».

При структурной съемке и для выявления погребенных склад­чатых структур широко используются методы геофизических исследований, в особенности сейсморазведка, с помощью которой можно определить глубины залегания опорных горизонтов.

Элементы залегания слоя на структурной карте определяются следующим образом:

1) линия падения устанавливается по нормали к стратоизо­гипсам (для линейных складок и моноклиналей - по перпенди­куляру);

2) направление падения определяется по направлению сниже­ния отметок стратоизогипс;

3) угол падения находят по заложению между двумя или несколькими соседними стратоизогипсами, отнесенному к соответственному сечению, по формуле

Tgα = h/b

где b - расстояние по линии падения между принятыми для измерения стратоизогипсами, а h - разность между высотами соседних стратоизогипс.

Построение разреза по структурной карте обычно аналогично построению топографического профиля по топографической карте (см. § 9). На таком разрезе будет два полученных одним и тем же способом профиля - профиль рельефа и профиль структуры.

Глава Х

ТРЕЩИНЫ И КЛИВАЖ В ГОРНЫХ ПОРОДАХ (PAЗРЫВЫ БЕЗ СМЕЩЕНИЯ)

§ 38. Основные группы разрывных нарушений и характеристика трещин

Разрывным деформациям физических тел в земной коре соот­ветствуют разрывные дислокации (нарушения) горных пород, характеризующиеся повсеместным распространением и много­образием типов.

Разрывными нарушениями, или разрывными дислокациями на­зывают структуры, характеризующиеся нарушением сплошности пород разделяющей их поверхностью разрыва. Разрывные нару­шения подразделяются на две основные группы: 1) разрывы без смещения и 2) разрывы со смещением разобщенных блоков вдоль поверхности разрыва или по нормали к ней. В первую группу включаются трещины и кливаж. В них перемещение разделенных нарушением блоков горных пород или не происходит, или проис­ходит весьма незначительно*. Во вторую группу включаются различные сбросы, взбросы, надвиги, сдвиги и другие разрывные нарушения, в которых блоки пород перемещены относительно друг друга в каком-либо направлении.

В настоящее время разрывные нарушения без смещения при­нято называть просто трещинами, а разрывы со смещением ­разрывными смещениями, или разрывами. Термин «разрывное смещение» применительно к сбросам, взбросам, сдвигам и надви­гам больше соответствует природе явления, чем термин «разрыв­ная (дизъюнктивная) дислокация». Глубинные разломы (крупные, долго живущие разрывные нарушения большой протяженности, прослеживаемые на весьма значительную глубину), представля­ющие собой геотектоническое понятие (геотектоническую кате­горию), рассматриваются в § 58.

Образование разрывного нарушения начинается с появления трещины. Процесс этот осуществляется путем отрыва или скалы­вания (см. § 11), которые в природной обстановке возникают в результате растяжения, сжатия или сдвига. Движущими силами процесса служат тангенциальные (горизонтальные) и радиальные (вертикальные) тектонические движения и сила тяжести. Ряд исследователей считают, что главной движущей силой развития Земли является термогравитационная конвекция. В экзогенных условиях формируются экзокинетические разрывные дислока­ции (особенно трещины).

Трещины среди разрывных нарушений пользуются наиболее широким распространением. Обычно они рассеяны в толщах горных пород, обусловливая их трещиноватость, но нередко образуют зоны дробления и трещиноватости (или трещинные зоны). Подобно наклонно залегающим слоям, трещины характери­зуются элементами залегания - простиранием, падением и углом падения.

Образованию трещин способствует делимость горных пород, т. е. способность их легко раскалываться по определенным напра­влениям. Поверхности делимости не выражены видимыми или микроскопическими трещинами и совпадают с направлением пре­имущественной ориентировки минералов в магматических и мета­морфических породах и со слоистостью в осадочных породах. Однако далеко не всегда делимость определяет собой направление трещиноватости.

Группируясь в системы, часто строго ориентированные в про­странстве, трещины рассекают породы на блоки, т. е. создают отдельность горных пород. Форма и величина отдельности могут сильно варьировать и зависят от числа систем трещин, от напра­вления трещин в системе (или системах) и залегания слоев, от частоты трещин и мощности слоев. Наиболее обычный тип отдель­ности во всех трех группах горных пород - параллелепипедаль­ная отдельность. В расположении систем трещин (независимо от трещин отдельности) различают параллельные, радиальные, концентрические, кулисообразные, разветвляющиеся (структура «конского хвоста») и др.

Трещины различаются по следующим признакам.

По степени раскрытия - скрытые (микротрещины, невидимые невооруженным глазом), закрытые (хорошо заметные, но с плотно прижатыми стенками) и открытые (обладающие некоторой по­лностью).

По размерам (согласно В. В. Белоусову) - малые, или внутри­слойные, трещины, когда они не выходят за пределы одного слоя (составляют основную массу трещин), и большие - секущие не­сколько слоев; длина и глубина трещин колеблются в широких пределах - от нескольких сантиметров до сотен и (как исключе­ние) тысяч метров; длина большинства трещин - метры и десятки метров; ширина же их теперь выражается единицами сантиметров (более широкие - зияющие трещины относят к раздвигам).

По форме - прямые, изогнутые или изломанные, с гладкими или неровными краями.

По отношению к залеганию слоев - нормальными к наклон­ному слою и послойные - параллельные (согласные) плоскостям слоистости или сланцеватости; по отношению к осям складок­ - продольными, поперечными и диагональными (косыми).

По характеру действия сил, приведших к возникновению трещин, они делятся на трещины отрыва (раскалывания) и скалывания (см. § 11, рис. 9 и рис. 84).

Рис. 84. Ориентировка оперяющих трещин в плане (схема).

1 - главная трещина; 2 - оперяющие тре­щины скола; 3 - оперяющие трещины от­рыва (растяжения). Штриховка и точки - ­минерализация и оруденение

Трещины отрыва нередко могут образовывать систему мелких оперяющих, или боковых тре­щин, примыкающих с обеих сторон под некоторым (чаще близким к 45°) углом к боль­шой трещине скалывания; они обычно бывают открытыми, с неровными поверхностями стенок и быстро выклиниваются по простиранию. Гальки и крупные минеральные включе­ния, попадающие на линию разрыва, могут выдергиваться из стенок трещин. Зоны трещиноватости, представленные в основном трещинами отрыва, могут иметь региональное и локальное (местное) распростра­нение. Наиболее часто трещины отрыва приурочены к флексу­рам, к сводам и поперечным перегибам складок, т. е. к тем участкам складчатых структур, где возникают деформации рас­тяжения. В куполовидных структурах складки отрыва имеют радиальный и концен­трический рисунок.

Трещины скалывания отличаются сжатостью (закрытостью), гладкой поверхностью, большой протяженностью, прямолиней­ностью; связаны как с разрывами (развиваются параллельно сме­стителю), так и со складчатостью (очень широко) и располагаются под некоторым углом к общему направлению сжатия. В трещинных зонах и в сериях многочисленных мелких трещин преобладают трещины отрыва.

Трещины и трещиноватость горных пород имеют исключи­тельно большое практическое значение. Во-первых, они служат проводниками и коллекторами, как нефти, так и различных рудо­носных растворов (гидротерм) и магматических газов (при воз­гонке и пневматолитическом метасоматозе). С ними связаны многочисленные жильные и контактово-метасоматические место­рождения рудных и нерудных полезных ископаемых. Во-вторых, трещинные зоны дробления кристаллических (магматических и метаморфических) и осадочных пород нередко бывают водо­носными.

§ 39. Генетическая классификация трещин и кливаж

По отношению к трещинам может быть применена генетическая (в сочетании с кинематической) классификация. Согласно си­стематике трещин А. Е. Михайлова, трещины делятся на две группы: нетектонические и тектонические.

Нетектонические трещины разделяются на первичные и вто­ричные. Первичные трещины образуются: а) при застывании магматических тел (см. § 48, 51), б) при диагенезе осадочных пород; в том и другом случаях составляют отдельность горных пород. Вторичные трещины представлены: а) трещинами вывет­ривания (физического), которые развиваются в самых верхних горизонтах земной коры - в коре выветривания и проникают в глубь породы на первые сантиметры, иногда до первых метров; б) трещины оползней, обвалов и провалов: ориентируются обычно параллельно контурам целиков; размеры небольшие; наблюдаются в современном рельефе и редко сохраняются в разрезах коренных пород; в) трещины расширения пород при разгрузке, проявля­ющиеся при нарушении равновесия гравитационной нагрузки в выемках рельефа, например, вдоль склонов рек и оврагов, когда образуются трещины бортового отхода и отслаивания - «отседа­ния склонов». Трещины оползней, обвалов, провалов и расшире­ния пород при разгрузке часто объединяются под общим названием гравитационных трещин.

Тектонические трещины делятся на: 1) трещины с разрывом сплошности пород и 2) кливаж. Первые являются описанными выше (в § 38) трещинами отрыва и скалывания, второй заслужи­вает особого рассмотрения.

Кливаж (франц. clivage - раскалывание, расщепление) - гу­стая сеть параллельных поверхностей с ослабленными в резуль­тате пластической деформации связями между частицами горной породы (без нарушения сплошности материала), по которым в дальнейшем порода может раскалываться на очень тонкие (доли миллиметра, миллиметры, сантиметры) пластинки.

Кливаж можно представить как частую параллельную систему ослабленных зон в горной породе (обычно прослеживающуюся визуально), возникающую в условиях медленно нарастающего горизонтального сжатия неоднородной по составу слоистой толщи за счет деформации, и перекристаллизации наименее вязких (или иначе - наиболее пластичных) минералов, которые, вытягиваясь в плоскости, перпендикулярной к оси сжатия, создают ориенти­рованную по кливажу текстуру породы.

Одним из обязательных условий развития поверхностей кли­важа является неоднородность слоистой толщи и наличие в ней слоев тонкозернистых (глинистых, песчано-глинистых и др.) по­род, в которых толщина пластин, ограниченных поверхностями кливажа, тем меньше, чем меньше зернистость материала слоев.

Особую (активную) роль в образовании ослабленных зон играют жидкие и газовые включения, а также пластичные мине­ралы, которые, деформируясь (расплющиваясь) в результате сжатия, являются причиной микроскопических гидроразрывов («вспарывания») горной породы и создают зачатки ослабленных поверхностей. Экспериментальные работы позволили устано­вить, что включения малой вязкости в породе при сжатии удли­няются в направлении максимальной оси деформации в 3-4 раза, а жидкие включения - более чем в 10 раз. В условиях нараста­ющего продольного горизонтального сжатия пластичные зерна и газово-жидкие включения раздавливаются, удлиняются и сли­ваются в протяженные поверхности, пронизывающие всю толщу пород и разделяющие ее на пластины. Каждая из таких пластин, отделенная от соседних поверхностями кливажа, является по существу самостоятельной структурной единицей. О том, что поверхности кливажа являются ослабленными зонами, свидетель­ствуют налеты окислов железа, других легкорастворимых соеди­нений и подвижных битумов, которые отлагались растворами в этих зонах, являвшихся наиболее проницаемыми для растворов. Поверхности кливажа являются не только поверхностями с осла­бленными связями между частицами горной породы, но и обяза­тельно поверхностями относительных смещений частиц без раз­рыва сплошности (т. е. пластическим путем), имеющих сдвиговый характер. Эти смещения объясняются тем, что ввиду неоднород­ности строения и свойств материала пластин сами пластины испытывают различное удлинение (и как результат различное смещение) относительно друг друга в направлении максимальной оси деформации. В выветрелых породах поверхности кливажа проявляются сами по себе, а порода нередко без механического воздействия распадается на тонкие пластины.

Большинство исследователей связывают кливаж только со складчатостью, подразделяя его на несколько типов; выделяют еще и приразрывный кливаж (рис. 85 и 86).

Рис. 85. Главные типы кливажа:

а - течения; б - разлома; 8 - скалывания. По Г. д. Ажгирею

Рис. 86. Кливаж (сплошные линии), параллельный осевой поверхности складки. По В. В. Белоусову

§ 40. Методы полевого изучения

и графическое изображение трещин

Полевые наблюдения над трещиноватостью заключаются в определении элементов залегания, в регистрации частоты и уста­новлении характера (типа) трещин и степени их оруденения. Главным условием работы является массовость замеров и опре­делений. Даже на небольшом участке, например в карьере, необ­ходимо производить сотни замеров, регистрируя буквально каж­дую трещину. Замеры элементов залегания трещин и их статисти­ческая обработка бывают необходимы как для расшифровки тектонической структуры осадочной толщи или магматического тела, так и для решения ряда практических вопросов, таких, например, как выявление преобладающих направлений рудных тел, приуроченных к определенным системам трещин, выбор рациональной системы разработки полезных ископаемых, рассе­янных трещинами разных направлений (например, гранита, известняка и др.), изучение инженерно-геологических свойств пород при строительстве и коллекторских свойств пород, являющихся вместилищем нефти и газа, и т. д.

Методика работы над материалом заключается прежде всего в его статистической обработке, т. е. в составлении диаграмм тре­щин. Существует несколько типов таких диаграмм; простейшим из них является диаграмма - «роза трещин» (рис. 87), которая строится следующим образом.

Рис. 87. Роза-диаграмма азимутов падения трещин

Вычерчивают круг или полукруг произвольного радиуса, который градуируют как лимб обычного компаса, только интер­валы берут через 10° (иногда через 5°) и через середины интервалов проводят радиусы. В зависимости от величины радиуса круга выбирают масштаб ради­уса-вектора, соответствующего одной трещине (при большом количестве замеров за единицу масштаба можно принять 5, 10 трещин более). Сгруп­пировав все трещины по ин­тервалам азимутов простира­ния или падения и подсчи­тав их количество, откладывают азимутальные лучи, величина которых пропорциональна количеству трещин в соответствующем интервале (см.

рис. 85).

Подобную диаграмму можно построить, используя процентное соотношение трещин разного направления, для чего общее число трещин принимают за 100 % и вычисляют процентное содержание трещин с близкими азимутами падения (или простирания) для каждого выбранного интервала круга. В принятом масштабе на соответствующих радиусах круга, начиная от центра, отклады­вают отрезки, пропорциональные проценту трещин данного напра­вления. Соединив концы этих отрезков, получают «розу трещин»; внутри «роза» заштриховывается. Аналогично строится роза­диаграмма для углов падения трещин, но при этом используется лишь четвертая часть круга.

Этот способ изображения трещин очень нагляден, но он не дает возможности показать одновременно азимут и угол падения тре­щин на одной диаграмме. Для устранения этого недостатка при­бегают к более сложным способам графического построения, в ча­стности, строят круговую диаграмму трещиноватости в изоли­ниях.

Круговые диаграммы отражают все нужные элементы для изображения трещиноватости: азимут и угол падения трещин и число замеров (рис. 88).

Рис. 88. Порядок построения круговой диаграммы трещин.

а - палетка, составленная по сетке Вальтера-Шмидта для нанесения замеров элементов залегания трещин; б - точечная диаграмма трещин, нанесенная на восковку (точка А при данном положении восковки соответствует азимуту падения трещины СВ 42° и углу падения 80°); в - транспарант и шаблон для подсчета густоты точек внутри круга; г ­- линейка для подсчета точек по периферии круга; д - разъяснение способа проведения изолиний по числовым данным, проставленным в узлах квадратной сетки (показана часть транспаранта); е - пример круговой диаграммы, составленной по 127 замерам. Ко­личество (частота) трещин, в %: 1-2; 2 - 2-4; 3 - 4-6; 4 - 6-8; 5 - свыше 8

Из нескольких видов круговых диаграмм наиболее удобной является диаграмма, ос­нованная на использовании равноплощадной сетки Вальтера-Шмидта, предста­вляющей собой проекцию Ламберта верхней полусферы на экваториальную плоскость. На такую градуированную сетку в виде круга диаметром 200 мм с де­лениями по окружности через 20, которые нанесены против часовой стрелки (наклеенную на картон или фанеру), накалывается восковка (калька) с прочер­ченной на ней окружностью того же диаметра; на окружности ставят штрих, обозначающий нуль или север (начало отсчета). Восковка свободно вращается вокруг штифта в центре сетки (нижнего круга) и при этом на нее наносятся дан­ные замеров трещин, которые на восковке будут выглядеть в виде точек. Для того чтобы найти (и проставить) положение каждой точки - трещины, восковку, во-первых, поворачивают против часовой стрелки до совпадения ее нулевого штриха (севера) с соответствующим азимуту падения трещины делением на внеш­ней, азимутальной шкале сетки (т. е. на градуировке, нанесенной по окружности) и, во-вторых, по шкале радиуса сетки определяют положение точки в соответствии с углом падения трещины. Радиус градуирован от 0 (на окружности) до 90° (в центре), следовательно, точки горизонтальных и пологих трещин расположа­тся вблизи окружности, вертикальных и крутых - в центре, а наклонных ­в промежутке между окружностью и центром.

Построив, таким образом, на восковке точечную диаграмму для всей суммы замеров, затем ее обрабатывают с целью проведения изолиний плотности трещин. Восковку накладывают на транспарант, разграфленный через 1 см в виде квад­ратов, на котором прочерчена окружность того же диаметра (200 мм). Совместив диаграмму (восковку) и транспарант, подсчитывают количество точек в различ­ных участках площади круговой диаграммы (восковки), пользуясь для этого шаблоном - прямоугольником из целлулоида или ватмана с вырезанным в нем кружком диаметром 20 мм (что соответствует 0,01 площади диаграммы). Шаблон с кружком передвигают последовательно по горизонтальным рядам узлов (то­чек пересечения линий) так, чтобы каждый узел попадал в центр кружка (тогда на окружность шаблона лягут четыре ближайших узла транспаранта), и в центре записывают цифру числа точек, попавших в кружок. Некоторые точки-трещины при передвижении шаблона повторяются по два-три раза, но все равно их нужно считать и включать в сумму точек, записываемую в смежных узлах. При этом точки, попавшие на линию окружности шаблона (малого кружка), нужно считать две за одну, так как все эти точки, характеризующие трещины с углом падения 90°, попадают и на противоположную сторону диаграммы.

Для подсчета точек-трещин, лежащих на окружности транспаранта (боль­шого круга) или вблизи нее, применяется особый периферический шаблон -ли­нейка с двумя такими же кружками на концах (расстояние между центрами ко­торых равно 200 мм) и прорезью посредине для движения по штифту. Его ставят на центр (на штифт) диаграммы, но так как тогда кружки на концах линейки на­половину выйдут за пределы диаграммы, то количество точек определяют (и проставляют) по их сумме в обоих противоположных половинках кружков линейки. Если же узел транспаранта лежит не на самой окружности, а немного внутри ее, то линейку передвигают по прорези (не снимая с штифта) и одним из центров устанавливают на узел. Тогда подсчет точек ведется отдельно для каж­дого такого узла. Для сопоставления диаграмм, построенных при разном коли­честве замеров, абсолютные цифры количества замеров переводят в относитель­ные и по этим цифрам, указывающим процентное содержание трещин в каждом узле диаграммы (вспомним, что площадь малого круга шаблона составляет 1 % площади большого круга), строят диаграмму изолиний плотности трещин. Метод построения аналогичен построению горизонталей топокарты или структурной карты.

Полученные усредненные данные замеров трещин наносятся затем на геологическую (чаще на структурно-петрологическую) карту соответствующими значками. В некоторых случаях в наи­более характерных местах карты помещают и диаграммы (в умень­шенном виде, но как внемасштабный условный знак).

При изучении и выявлении трещиноватости применяются не только прямые, но и косвенные (особенно геофизические) методы. К косвенным методам обычно прибегают тогда, когда трещины и зоны минерализации скрыты под «наносами». Выбор метода и приемы работы зависят от геологической обстановки. Так, зоны разломов и дробления, учитывая их повышенное увлажнение, эффективно выявляют методами электроразведки (например, электропрофилированием, комбинированным профилированием). Находит здесь применение и эманационная съемка, поскольку такие зоны являются лучшими в сравнении с окружающими породами проводниками радиоактивных эманаций.

Зоны минерализации не менее успешно выявляются магнито­разведкой, так как в процессе минерализации трещин очень часто образуются магнетит, пирротин (в скарнах, в пневматолитовых и гидротермальных жилах), и электроразведкой в связи с повы­шенной электропроводностью минерализованных трещин в одних случаях или, наоборот, благодаря резкому понижению их элек­тропроводности (кварцевые жилы, кальцитизация и т. п.) в других.

Г л а в а ХI

РАЗРЫВНЫЕ НАРУШЕНИЯ В ГОРНЫХ ПОРОДАХ (РАЗРЫВНЫЕ СМЕЩЕНИЯ)

§ 41. Общая характеристика разрывных смещений

Разрывные нарушения со смещением блоков пород вдоль разделяющей их трещины - разрывные смещения, или разрывы ­- не обладают столь широким распространением в земной коре, как трещины. Но и они встречаются очень часто и представляют собой непременные, даже главные элементы строения геосинкли­нальных областей, рифтовых зон континентов, фундамента плат­форм, диапировых складок, а в более редких случаях – различных участков платформенного чехла. Среди основных типов раз­рывов много разновидностей и промежуточных форм, причем нередко по простиранию или падению сместителя разрывной структуры некоторые типы и разновидности сменяют друг друга.

• ⇐ Назад
1
2
3
4
5
678
9
10
Далее ⇒