• Гідрологія і Гідрометрія
• Господарське право
• Економіка будівництва
• Економіка природокористування
• Економічна теорія
• Земельне право
• Історія України
• Кримінально виконавче право
• Медична радіологія
• Методи аналізу
• Міжнародне приватне право
• Міжнародний маркетинг
• Основи екології
• Предмет Політологія
• Соціальне страхування
• Технічні засоби організації дорожнього руху
• Товарознавство продовольчих товарів

Будова платформ

Рифи

Насуви

Розглянуті вище розривні порушення характеризуються крихким відривом або в’язкою руйнацією гірських порід без помітних попередніх пластичних деформацій або супроводжуються незначними пластичними деформаціями. Навпаки, досить широко розповсюджені насуви виникають і розвиваються паралельно з утворенням складок.

Власне насувом слід називати порушення підкидового типу з похилим (до 60⁰) зміщувачем, утворені одночасно із складчастістю, тобто при стискуванні земної кори. Головні морфологічні та генетичні ознаки насувів такі: нахил зміщувача в бік піднятого блоку, невеликий кут нахилу зміщувача; більш значне, ніж у підкидах, горизонтальне переміщення, коли перекриття перевищує горизонтальну амплітуду; хвиляста та дугоподібна поверхня переміщення (рис. 8.20); зв’язок із складкоутворенням під дією горизонтального стискування земної кори і виникаючих при цьому сколюючих напруг або з явищами гравітації; можливо також, що насуви мають менш глибоке ніж підкиди закладання в земній корі.

Рисунок 8.20 - Насув у розрізі.

Стрілки вказують напрямки рухів блоків; с₁- вертикальна і с₂- горизонтальна амплітуди переміщення блоків

Насуви відбуваються або при розриві нахилених складок, в процесі їх розвитку, або самі викликають складчастість. В обох випадках зміщувач вигинається, хоча спочатку він міг бути плоским. Частина насувів типу тектонічних покривів утворюється під дією сили тяжіння (гравітаційні насуви, які безпосередньо можуть бути не пов’язані із складчастістю).

Насув має ті самі елементи, що й підкид, тільки до назв блоків додається ще: насунутий (висячий) і піднасунутий (лежачий ) блоки.

За кутом нахилу поверхні розриву виділяють насуви: круті – з кутом нахилу поверхні більше 45⁰, похилі з кутом нахилу поверхні менше 45⁰, горизонтальні – з приблизно горизонтальним розташуванням поверхні і пірнаючі з вигнутою поверхнею розриву.

У плані насуви мають просторовий зв’язок з окремими складками. Вони розвиваються вздовж осьових ліній складок або на їх крилах паралельно осьовим лініям і виклинюються при виположуванні складок. Насуви виникають в ділянках, де складки сильно стиснуті або перекинуті; часто окремі насуви об’єднуються охоплюючи дві чи більше складок. В складчастих комплексах, перекинутих в один бік, часто розвиваються паралельні насуви, які надають загальній структурі лускувату будову (звідси назва – лускуваті насуви).

Насуви пов’язані із сколюванням і, як правило, утворюються внаслідок безпосередньої дії горизонтальних тектонічних рухів у відносно пластичних породах. Тому більшість їх формується паралельно з розвитком молодої складчастості, вздовж поверхонь сколювання при пластичній деформації порід.

Покриви (шар’яжі)

Тектонічний покрив або шар’яж – це насув з великим перекриттям, яке вимірюється іноді десятками кілометрів, з дуже похилою і звичайно хвилястою поверхнею переміщення. У шар’яжів переміщується тільки висячий блок, який на великій площі вкриває більш молоді породи нерухомого лежачого.

В покривних структурах виділяють наступні морфологічні елементи (рис. 8.21): переміщені маси (висячий блок) – алохтон; основа, по якій відбувається переміщення (лежачий блок) – автохтон; поверхня, що відокремлює алохтон від автохтону, називається поверхнею зриву або волочіння; передня частина структури алохтону називається лобовоюабо фронтальною.

Рисунок 8.21 - Схема будови покриву

І – автохтон; ІІ – алохтон; а-а’ – поверхня переміщення; б - насуви

Область, звідки починається переміщення покриву, називається корінням. При знищенні денудацією окремих частин покриву в тілі алохтону утворюються тектонічні вікна автохтону; ділянки покриву, що залишилися після розмиву на автохтоні, називаються тектонічними останцями або кліпенами.

Покриви мають амплітуду переміщення від 10-20 км до 50 км. Причини і механізм таких переміщень пов’язані з формуванням складчастості при геосинклінальному режимі. Деякі шар’яжі формуються гравітаційним шляхом; у таких випадках причиною може бути вертикальне підняття крупних блоків земної кори.

В покривних структурах розвиваються нахилені, перекинуті, лежачі і пірнаючі складки, широко розвиваються насуви, які розбивають тіло алохтону на окремі луски. Осьові лінії складок і розривні порушення орієнтовані перпендикулярно до напрямку переміщення покриву; нахилені осьові поверхні та зміщувачі переважно назустріч напрямку переміщення.

Класичною областю розвитку покривів є Альпи, де ці структури були вперше вивчені. Крім цього вони широко розповсюджені в інших складчастих областях, в тому числі в Карпатах, на Кавказі, на Уралі та інших місцях.

Глибинні розломи

Глибинні розломи – це розривні порушення протяжністю в сотні і тисячі кілометрів, корені яких сягають мантії; розвиваються вони упродовж тривалого часу (на протязі декількох періодів, інколи декількох ер). Розломи служать граничними структурами між крупними рухомими блоками земної кори, наприклад між складчастими спорудами і прилягаючими платформами, або обмежують міжгірські депресії. Вони властиві геосинклінальним областям і супроводжують їх розвиток на всіх етапах, а потім переходять у структури фундаменту платформ (“поховані” або “сліпі” глибинні розломи). У першому випадку переважають розломи підкидо-насувного типу і в меншій ступені зсувного. Нахилене переміщення “висячих блоків” розломів зумовлює їх інтенсивне дроблення, розчленування на пластини та клиноподібні блоки, що володіють високою рухомістю, в яких виникають дрібні стиснуті складки, сланцюватість, кліваж.

Глибинні розломи фундаменту платформ (переважно скидового типу) безпосередньо не розповсюджуються на осадки чохла, але в останніх над розломами формуються флексури, платформенні складки, тектонічні уступи, відмежовуючі ділянки із стрибкоподібно зміненими фаціями, формаціями і товщинами осадових порід.

Глибинні розломи служать каналами, які пов’язують мантію з земною корою, до них тяжіють очаги землетрусів, інтрузії гранітоїдів, вулканічні центри, пояси основних і ультраосновних інтрузій, , зони інтенсивного метаморфізму та підвищеної гідротермальної мінливості порід. З ними пов’язані виходи на поверхню підземних вод, часто нафти і газу, родовищ ендогенних корисних копалин.

Глибинним розломам відводиться велика роль у формуванні структур земної кори в зонах і поясах стискування. На поверхні і в верхній зоні земної кори вони виражені не поодинокими порушеннями, а розривними зонами в десятки кілометрів.

Контрольні запитання

1 Що таке розриви із зміщенням і розриви без зміщення?

2 Дайте геометричну класифікацію тріщин.

3 Наведіть генетичні типи тріщин?

4 Вкажіть морфологічні та генетичні розбіжності тріщин відриву і сколювання.

5 Види кліважу і причини його виникнення.

6 Методи вивчення тріщин.

7 Значення тріщинуватості в утворенні ряду родовищ корисних копалин, зокрема нафти і газу.

8 Класифікація розривів із зміщенням.

9 Морфологічна класифікація розривів із зміщенням.

10 Кінематична класифікація розривів із зміщенням.

11 Характеристика скидів і їк класифікації.

12 Характеристика підкидів і їх класифікації.

13 Чим відрізняються скиди від підкидів за часом і умовами утворення?

14 Які види амплітуд зміщення виділяють у скидах і підкидах?

15 Що таке горсти і грабени?

16 Системи скидів, підкидів, горстів і грабенів.

17 Дайте характеристику зсувів і розсувів.

18 Що таке насув, елементи насуву, типи і умови утворення.

15 Покриви, їх елементи і умови утворення.

16 Чим відрізняються покриви від інших типів розривів із зміщенням?

17 Як визначається вид розривних порушень?

18 Значення розривів із зміщенням у формуванні родовищ корисних копалин, зокрема покладів нафти і газу.

ТЕМА 9 ОСОБЛИВІ ФОРМИ ЗАЛЯГАННЯ ОСАДОВИХ ГІРСЬКИХ ПОРІД

Крім звичайних форм залягання осадових порід існують особливі форми їх залягання, порівняно рідкісні, нетипові по відношенню до основної маси відкладів, які складають земну кору. Недостатня увага до цих форм при картуванні приводить до помилок в стратиграфічному розчленуванні розрізу і складанні геологічних карт. До них відносяться: кластичні дайки, підводно-зсувні порушення, рифи, поховані елювіальні та делювіальні утворення, згини шарів на схилах під дією сили тяжіння.

Кластичні дайки

Кластичні дайки /dike, duke – стінка із каменю/ - це витягнуті тіла, обмежені відносно правильними поверхнями, які складені осадовими породами і перетинають вертикально або під крутими кутами вміщуючі їх товщі. У більшості випадків породи, які складають дайки, більш міцні і менше піддаються дії процесів денудації, ніж відклади, які їх оточують, тому дайки на поверхні часто мають вид сильно зруйнованих стін.

Кластичний матеріал, який складає дайки, може бути дуже різноманітний, але в більшості це пісковики і слабозцементовані піски, бітумінозні піски і пісковики. Менш відомі випадки, коли матеріал дайок представлений глиною, аргілітами, вапняками, доломітами, кам’яним вугіллям, бокситами і конгломератами.

Породи, які вміщують дайки, за складом також дуже різноманітні. Так, наприклад, кластичні дайки зустрічаються в гранітах і в гранітогнейсах, тріщини яких заповнені матеріалом вищезалягаючих осадових утворень. Вони спостерігаються в базальтах і андезитах, а також у пісках, доломітах, кам’яному вугіллі. Проте найбільш розповсюджені вони серед кремнистих (опокоподібних, діатомових) глин і сланців; це викликано, очевидно, тим, що кремнисті глини, як мало пластичні породи, здатні легко розколюватися і давати сильні тріщини, які пізніше заповнюються привнесеним матеріалом.

Вік порід, в яких зустрічаються кластичні дайки, може бути різним. Дайки відмічаються в древніх гранітах архея і у відкладах палеозойського, мезозойського і кайнозойського віку.

Більшість порід, які вміщують дайки, відносяться до кайнозойських утворень, дещо менше число – до крейдових.

Кластичні дайки мають різні розміри; як правило їх ширина коливається від декількох мм до 3-5 м, часто від 10 см до 1 м і менше; деколи зустрічаються крупні вертикально залягаючі піщані дайки товщиною до 300 м. Довжина дайок коливається від декількох метрів до 5-6 км і в деяких випадках досягає 15 км. Глибина розповсюдження дайок від 10-40 до 1,5 км.

За способом утворення кластичні дайки діляться на дві різновидності: ін’єкційні і нептуничні.

Ін’єкційні кластичні дайки утворюються шляхом проникнення кластичного матеріалу знизу догори під дією різних сил. Внесення кластичного матеріалу в тріщини може відбуватися на глибині і поблизу поверхні. Переважно розвинуті глибинні дайки.

Нептуничні клатичні дайки утворюються на дні моря шляхом запливання кластичного матеріалу в тріщини зверху. Тріщини можуть розташовуватися як на глибині так і на поверхні дна. Заповнення тріщин кластичним матеріалом на глибині відбувається під дією сили тяжіння, гідростатичного тиску, тиску вищезалягаючих осадків та інших причин.

Нептуничні дайки в поверхневих тріщинах зустрічаються рідко і розвинуті головним чином в четвертинних утвореннях.

Поверхневі нептуничні дайки, які утворилися на дні водних басейнів, детально описані О. П. Павловим в Середньому Поволжі. Тут вони складені пісковиками і прорізують глини. Товщина їх досягає о,35 м. За фауною, яка містилася в пісковиках, О. П. Павлов визначає їх вік як ранньоолігоценовий, що вказує на поступання кластичного матеріалу в дайки зверху. Походження цих дайок він пояснює наступним чином. Трансгресія ранньоолігоценового моря вкрила площу розвитку відкладів нижньої крейди. При землетрусах на дні моря утворились тріщини, які прорізали глини неокому. Піщані осадки олігоценового моря, які містили багато раковин, швидко заповнили ці тріщини. Тріщини здатні дати початок нептуничним дайкам, можуть утворюватися і в процесі осадження глинистих відкладів.

Підводно-зсувні порушення

Первинні порушення залягання осадових товщ утворюються ще під час відкладання осаду. Вони виражаються у вигляді різноманітних зім’ять, які мають вигляд спірально закручених лінз і комків, дрібних перекинутих і лежачих складочок, язикоподібних і невпорядковано заплутаних натьоків, а місцями - у вигляді розривів. Переважна більшість описаних явищ викликається підводними зсувами, які розвиваються при накопиченні осадків на похилих ділянках дна водойм. Насичений водою мулистий або піщаний осад може текти навіть при куті нахилу 3⁰. На більш крутих ділянках дна осади можуть бути зірвані зі своєї основи, і в місцях накопичення зсунутих мас вони здатні утворювати різні роздуви у товщині. Найбільш крупні підводні зсуви відбуваються, напевно, в області континентального схилу морських басейнів, а дрібні, часто повторювані опливини, які захоплюють окремі прошарки, як правило зустрічаються в дельтах рік. На зсув осадів в межах значних площ великий вплив здійснюють землетруси, особливо підводні.

Товщина осаду, який піддається зсуву, коливається від десятків сантиметрів до декількох метрів. Найбільше піддаються зміщенню осади з алевролітовою розмірністю частинок і вапнисті мули. За законами тертя нижня частина зміщеного шару осаду буває зім’ята менш примхливо, ніж верхня. Перед відкладанням наступного шару зсунута маса часто піддається розмиву і вирівнюванню, а вищезалягаючий шар ніби зрізає зім’яті деформовані породи.

Найважливіші наслідки, що можуть виникнути в товщах, яких торкнулися підводні зсуви, зводяться до наступного: збільшення товщини осадків і шарів в більш глибокиж частинах дна, куди зміщується зсунута маса; зменшення товщини осадків і кількості шарів в тих ділянках басейна, звідки зсуваються осадки; перекриття більш молодих осадків раніше відкладеними і подвоєння товщини товщ; зміщення фацій, в результаті чого більш мілководні відклади опиняються серед більш глибоководних; розвитку місцевих неузгоджень; виникненню порушень в шаруватості (первинних деформацій); появі древніх порід серед молодих відкладів, що помилково може бути витлумачено як ядро антикліналі або розрив.

Олістостроми – хаотичне накопичення перевідкладених невідсортованих уламків (олістолітів) гірських порід об’ємом від декількох см³ до тисячі м³, зцементованих тонкозернистою масою (пелітовою і псаммо-алевролітовою). Складаються породами, майже одновіковими із вміщуючими їх товщами. Олістостроми – результат зсувів або перевідкладення підводними грязьовими потоками більш древнього осадового матеріалу; звичайно розділяються нормальними шаруватими осадами, які являють собою продукти каламутних потоків, викликаних зсувами.

Утворення олістостромів пов’язане із активними тектонічними рухами, які викликають відрив крупних блоків порід з наступним їх пересуванням по схилу і дну басейна. Максимально відома товщина пересуванням досягає 2000 м. Відомі в Альпах, на Корсиці, в Італії, Ірані, Марокко, Турції.

Викопні рифи та біогерми являють собою нешаруваті, первинно відокремлені маси органогенних вапняків (іноді доломітів) у формі підземних пагорбових піднять чи плоско-опуклих лінз, які різко виділяються серед оточуючих їх шаруватих карбонатних порід (рис. 9.1).

Рисунок 9.1 - Схема викопного рифа (“Шихана”) Тра-Тау (на схід від Ішимбая). За Д.В. Наливкіним.

Біогерми являють собою дрібні, а рифи – крупні тіла такого типу. Розрізняють коралові, моховаткові, водорослеві та інші рифи. Розміри і форми рифів різноманітні. Із сучасних рифів найбільших розмірів досягає Великий Бар’єрний риф Австралії. Це гігантський вапняковий масив довжиною біля 2000 км, шириною 200 км і товщиною не менше 400 м.

Викопні рифи широко відомі серед верхньопалеозойських порід в Приураллі, в юрських і крейдових відкладах Паміру, Криму, Кавказу.

При картуванні рифів окрім вирішення питань про їх вік і умови розвитку необхідно звертати увагу на внутрішню будову рифових масивів і співвідношення рифових побудов з підстеляючими і перекриваючими породами.

Схили викопних коралових рифів часто відрізняються значною крутизною, досягаючи 60⁰. Особливо велика ця крутизна у верхній частині, в зоні росту коралів. Звичайні нахили бокових поверхонь сучасних рифів складають 8-17⁰, а їх верхівка майже плоска. Внаслідок цього, положення осадів, які відкладаються на схилах рифа, аналогічне розташуванню шарів в антиклінальній складці із зрізаним ядром.

Рифові споруди можуть підстелятися будь-якими породами, наприклад, глинами і пісковиками. Значні ускладнення виникають при виявленні одновікових із рифами, але фаціально різних утворень. Справа в тому, що круті схили рифових масивів являють собою природні границі в морських басейнах, що розділяють не тільки області накопичення різних осадів із різкою зміною товщин у одновікових товщах, але й області розселення різних видів органічного світу.

Часто теригенні або карбонатно-теригенні породи, які накопичуються за рифовими бар’єрами, біля їх схилів з боку відкритого моря не тільки вміщують інший комплекс закам’янілостей, але й залягають гіпсометрично значно нижче рифових вапняків, одночасно з ними утворених.

Седиментація осадів на рифах або навколо них, яка відбувається одночасно, або після утворення рифів, придає контакту прилягаючу будову. Більш молоді відклади різко закінчуються біля крутих бокових поверхонь рифів.

Сучасні і викопні рифи можуть мати конічну, кільцеву і валоподібну форму (бар’єрні рифи). Рифи більш стійкі до денудації, ніж вміщуючі породи, тому рифові споруди часто досить добре виражені в рельєфі. З рифами пов’язані родовища бокситів, самі рифогенні вапняки мають широке застосування в хімічній промисловості, як облицювальне та декоративне каміння, як флюсовий матеріал в металургії. Форма масивів, пористість і проникність самих вапняків за умови перекриття їх слабо проникними породами, перетворюють їх в структури, які є літологічними пастками для нафти.

Картування і вивчення викопних рифів (біогерм) являє собою складну задачу. Д.В. Наливкін вказує наступні характерні особливості рифових масивів:

1) - переважання або великий розвиток масивних, нешаруватих органогенних вапняків; в околицях масивів і в середині їх зустрічаються шаруваті вапняки;

2) - неправильна конусоподібна, пагорбоподібна або опукло-лінзовидна форма;

3) - чіткі, часто різкі обриси;

4) - певні закономірності в розповсюджені, частіше всього викликані зв’язком з тектонічними структурами (підняттями і опусканнями).

Поховані елювіальні та делювіальні утворення

Делювіальні і елювіальні утворення дуже рідко зберігаються серед осадових порід. Вони майже завжди руйнуються наступними процесами і переходять в алювіальні і делювіальні утворення, які мають відносно велику товщину і широке розповсюдження.

Особливе значення у цьому типі порід мають поховані елювіальні і делювіальні утворення, розвинуті на інтрузивних масивах.

В геологічній літературі багато прикладів “поступового” переходу гранітів в пісковики. При цьому виникає певне орієнтування в розташуванні окремих мінералів: в першу чергу відкладаються слюди, а потім відбувається сортування зерен за розміром і, нарешті, з’являється шаруватість, властива пісковикам.

В умовах інтенсивного вивітрювання на поверхні гранітів накопичується потужна товща елювію і делювію, верхні горизонти якої при опусканні всієї території і трансгресії моря перемиваються і дають початок шаруватим пісковикам, які складаються із тих самих мінералів, що і граніти (рис. 9.2).

Рисунок 9.2 - Контакт докембійських гранітів і середньодевонських пісковиків в басейні р. Кальміус

Згини шарів на схилах під впливом сили тяжіння

На крутих схилах нерідко спостерігаються згини шарів униз по схилу, що утворюються під впливом сили тяжіння порід. Згини шарів особливо великої інтенсивності спостерігаються в м’яких породах, які відслонюються на крутих схилах і легко піддаються руйнуванню. В таких умовах можуть виникнути хибні нормальні і перекинуті складки, які можна прийняти за справжні і скласти невірні уявлення про тектоніку. Згин пластів по схилу може сягати декількох метрів у глибину і мати широке площадне розповсюдження.

Контрольні запитання

1 Що таке кластичні дайки?

2 Різниця між ін"єкційними і нептунічними кластичними дайками.

3 Характеристика підводно-зсувних порушень.

4 Що таке олістоліти і олістостроми?

5 Викопні рифи, характеристика їх будови.

6 Захоронені елювіальні і делювіальні утворення.

7 Згини шарів на схилах під дією гравітаційних сил.

ТЕМА 10 ФОРМИ ЗАЛЯГАННЯ МАГМАТИЧНИХ І МЕТАМОРФІЧНИХ ПОРІД

Форми залягання інтрузивних порід

Хід інтрузивного процесу, форму інтрузивних тіл у земній корі, внутрішню будову інтрузивних масивів (розподіл в них мінеральних компонентів, корисних копалин) визначає загальна тектонічна обстановка. За тектонічними умовами формування виділяються інтрузиви геосинклінальних областей та інтрузиви платформ (рис.10.1).

В геосинклінальних умовах інтрузивна діяльність проявляється особливо інтенсивно; магматичні тіла тут найбільш багаточисельні і різноманітні. З етапами розвитку геосинкліналі пов’язане утворення різних форм інтрузивів. В доорогенну (власно геосинклінальну) стадію виникають узгоджені і неузгоджені інтрузиви, складені переважно породами ультраосновного та основного складу (лополіти, сіли, магматичні діапіри). В синорогенну стадію формуються гіганські інтрузивні масиви (плутони) переважно кислого складу – батоліти, приурочені до ядер антиклінорієв і більш дрібні неузгоджені (штоки) і узгоджені (факоліти) форми. В посторогенну стадію геосинкліналі утворюються штоки і невеликі батоліти, а також комплекс більш дрібних інтрузивних тіл (дайки, лаколіти та ін.).

Платформенні умови характеризуються вертикальними рухами земної кори, які відбуваються значно менш інтенсивно, ніж в геосинкліналях. Інтрузивна діяльність проявляється значно слабше, а інтрузивні тіла мають порівняно малі розміри, меншу глибину залягання і пов’язані з глибинними розломами та рифтогенезом. Найбільш характерними формами є сіли, лополіти, штоки, кільцеві і перетинаючі дайки, частково лаколіти, магматичні діапіри.

Простіша класифікація інтрузивних тіл базується на співвідношенні їх форми із заляганням вміщуючих порід. За цією ознакою вони поділяються на узгоджені (конкордатні) і неузгоджені (дискордатні).

До узгоджених інтрузивів належать сіли, лаколіти, факоліти, лополіти і частково узгоджені інтрузиви – магматичні діапіри. Слід зауважити, що неодмінним елементом узгоджених тіл є магматичний канал, або “ніжка” інтрузиву, яка має вигляд стовпоподібного чи дайкоподібного тіла.

Сіли, або пластові інтрузії – пластоподібні тіла, які залягають паралельно нашаруванню вміщаючих порід, утворюються на порівняно невеликих глибинах. Потужність їх коливається від декількох сантиметрів до сотень метрів, а площа досягає декількох тисяч кілометрів. Складені різними за складом породами. Найбільше характерні для платформ, але можуть формуватися і в крайових зонах геосинклінальних областей.

Лаколіти– невеликі за розміром (не більше 5000 м у поперечнику) грибоподібної або караваєподібної форми тіла, утворені внаслідок нагнітання магми між шарами під тиском. Перекриваючі лаколіт шари вигинаються догори. Можуть бути самостійними, часто багатофазними інтрузіями, а іноді входять в систему єдиного плутону. Залягають на невеликих (до 3 км) глибинах; внаслідок денудаційних процесів відслонюються у вигляді куполоподібних піднять. Склад порід – середній і лужний.

Факоліти – відносно невеликі (декілька сотень, іноді – тисяч метрів) узгоджені інтрузиви серпоподібної або сочевицеподібної форми, які заповнюють замки крупних складок чи утворюються внаслідок вторинних дислокацій. Склад переважно основний, іноді гранітоїдний.

Лополіти – узгоджені чашеподібні або блюдцеподібні тіла різних розмірів, від невеликих покладів до гіганських (декілька сотень кілометрів у поперечнику) масивів. Склад переважно основний, ультраосновний і лужний.

Магматичні діапіри – вертикальні або круті інтрузії, характеризуються різко витягнутою веретоподібною або грушоподібною формою в плані і в розрізі, відносно невеликими розмірами (від десятків метрів до декількох кілометрів) і січними контактами з вміщуючими породами. Магматичні діапіри при утворенні викликають в оточуючих породах появу розривів і інтенсивні зім’яття.

Міжформаційні інтрузиви (гарполіти) – крупні пластоподібні (або серпоподібної форми) узгоджені тіла переважно гранітоїдного складу, які залягають на поверхнях кутових неузгоджень.

Деякі форми узгоджених інтрузивів зображені на рис. 10.2.

Рисунок 10.2 - Форми узгоджених інтрузій:

а – лаколіти; б – факоліти; в, г – магматичні діапіри; д - сіли

До головних неузгоджених тіл належать батоліти, штоки і дайки.

Батоліти– гіганські інтрузиви гранітоїдного складу, які внідрилися у земну кору, часто в ядра антикліноріїв в геосинклінальних областях при активному впливі магми на вміщуючі складчасті породи (рис. 10.1 і 10.3).

Рисунок 10.3 - Блок-діаграма приконтактової частини батоліта

1 – вміщуючи породи; 2 – граніт; 3 – інтрузивний контакт і зона метасоматозу; 4 – ксеноліти з реакційними облямівками; а – апофізи; К- ксеноліти

Внаслідок денудації батоліти відслонюються на великих територіях, витягнутих за простяганням складчастого комплексу у вигляді неправильної форми еліпсів. Розміри батолітів – десятки і сотні кілометрів у довжину і десятки у ширину; площа виходів їх перевищує 100 км² і часто досягає декількох тисяч квадратних кілометрів. Вертикальні розміри батолітів складають 6-10 км.

Механізм утворення батолітів.

Глибинні розломи в земній корі створюють сприятливі умови для просування вздовж них магматичних розплавів. Насичена газами магма під впливом внутрішнього тиску і внаслідок меншої у порівнянні з оточуючими породами густини переміщається догори від магматичного осередку.

При досягненні верхніх частин земної кори в результаті зміни зовнішнього тиску і втрати летючих компонентів магма стає все більш в’язкою. Дегазація та охолодження призводять до затвердіння магми, закупорки живлячого каналу з утворенням “пробки”, яка перешкоджає магмі рухатися догори. При цьому переміщення магматичних розплавів з більш глибоких зон земної кори може продовжуватися, і вони будуть нагнітатись у підкорковий простір, розповсюджуючись у бокових напрямках і створюючи грибоподібне розширення. Переміщенню магми в цих напрямках сприяє послаблення бокового опору вміщуючих порід, причиною чого є їх розсування (утворення складчастості) і асиміляція (контактовий метаморфізм).

Штоки – інтрузивні тіла, складені переважно гранітоїдами, площею виходу на поверхню менше 100 км². Форма штоків округла чи видовжена, інколи неправильна. Можуть утворювати самостійні масиви; в цьому випадку вони володіють усіма рисами будови, властивими батолітам. Часто штоки являють собою неглибоко вскриті ерозією верхні виступи гранітних батолітів, або інших прихованих на глибині інтрузивних масивів.

Дайки– плитоподібні тіла, які розміщуються в тріщинах земної кори. Можуть бути виконані як ефузивними, так і інтрузивними породами. Розміри дайок різноманітні. Більшість їх залягають круто або вертикально, з вміщуючими породами мають різко січні контакти. Тріщини виконані дайками, утворюються при загальному або локальному розтягуванні гірських порід. Часто спостерігаються групи дайок, що утворюють пояси, в яких розташування дайок паралельне, кулісоподібне та ін. Особливу групу становлять кільцеві дайки, які розвиваються навколо центру, вираженого невеликим штоком інтрузивних порід, чи кільцевою ж дайкою.

Апофізи (язики) – невеликі відгалуження від крупних магматичних тіл.

Жили – неузгоджені плитоподібні тіла, як правило, з менш рівними, ніж у дайок контактами з вміщуючими породами. Розміри їх міняються в широких межах. За формою вони поділяються на прості, розгалужені, опірені та ін.

До комплексу інтрузивних неузгоджених тіл входять вулканічні жерловини (некки), які являють собою нижні частини вулканічного апарату, тобто форми, перехідні до ефузивних. В плані вони мають круглу, овальну чи неправильну форму; розміри коливаються від десятків метрів до 1-1,5 км в поперечнику. Бокові стінки майже вертикальні; вскриті денудацією вони мають вигляд стовпів різної товщини і висоти, складених більш міцними магматичними (частково пірокластичними) породами.

Форми залягання і фації ефузивних порід

Характерною загальною формою залягання ефузивних порід і їх туфів є пластоподібне залягання. В цьому вони подібні з одного боку до осадочних порід, а з другого до інтрузивних.

За формою і розмірами тіла вулканогенних утворень в плані поділяються на покриви і потоки. Вони можуть бути складені самими лавами чи самими туфами, але найчастіше спостерігається чергування в розрізах лавових потоків з покривами туфів або інші сполучення. Найбільш розповсюдженими є покриви і потоки, що складаються з лави (рис. 10.1 – верхня частина рисунка).

Лавові покриви – пластоподібні, відносно ізометричні в плані, горизонтально залягаючі тіла, товщина яких в декілька разів менша від їх горизонтальних лінійних розмірів.

Звичайно розповсюджуються на великій площі (тисячі і десятки тисяч км²) і утворюються при тріщинному і ареальному вулканізмі, особливо в підводних умовах. Внаслідок багатократних виливів утворюються лавові плато. Сумарна потужність базальтових покриві може сягати 6-7 км (Сибірська платформа, плато Декан в Індії, Ісландія та ін.). площа таких плато вимірюється сотнями тисяч і мільйонами квадратних кілометрів; представлені лавами основного складу, пірокластичний матеріал майже відсутній.

Лавові потоки мають менш правильну, ніж покриви, пластоподібну форму, оскільки утворюються в процесі течії лави по нерівній поверхні, заповнюючи западини долавового рельєфу, особливо річкові долини, а іноді залягають нахилено (на схилах вулканічних конусів). Характеризуються видовженістю у вигляді язиків і смуг, які за довжиною в 10-100 разів перевищують ширину потоку; типові для наземних виливів (переважно з центральних вулканів), які часто супроводжуються викидами попелу. Складаються з лав різного складу – від кислих до основних.

Потужність одиничних лавових покривів і потоків коливається від перших метрів до сотень метрів. Кислі лави утворюють тіла більшої потужності, ніж базальтові; відповідно довжина потоків з основних і лужних лав може перевищувати 100 км на відміну від кислих лав, довжина потоків яких не перевищує перших кілометрів.

Поверхня лавових потоків і покривів основних лав рівна, горизонтальна; кислі лави навпаки утворюють тіла з нерівною, бугристою поверхнею (бугри можуть досягати 5-10 м у висоту) та глибовим мікрорельєфом.

Фації ефузивних порід

Фації ефузивних гірських порід відображають різні умови їх утворення, відмінності у фізико-географічному середовищі, в якому відбувається накопичення порід, особливості прояву самого вулканізму, співвідношення газових, рідких і твердих продуктів виверження, склад магми, глибиннність утворення та ін. Фації діляться на морські і континентальні. В кожній з груп виділяються: покривні, експлозивні, екструзивні (жерлові), субвулканічні, пірокластичні.

Покривні фації. Застиглі потоки лав групуються навколо жерла вулкану, спускаючись зі схилів. Форма і розміри потоків залежать від рельєфу, складу порід і газового режиму вулкану. При вирівненому рельєфі покриви розповсюджуються рівномірно навколо кратера, але їх будова може ускладнюватися дією бокових кратерів, які створюють вузькі локальні покриви. У гірській місцевості лави заповнюють пониження у вигляді вузьких потоків.

Покривні фації включають лави, а також лавобрекчії і пірокластичний матеріал, теригенні морські або континентальні відклади.

Експлозивні фації. Експлозивні виверження це вибухи, які супроводжуються викидами у повітря, або у водний басейн під великим тиском газів і парів з кусками лави. Лави більше кислого і лужного складу, іноді середнього і основного.

Серед утворень експлозивних фацій поширені ігнімбрити – породи, що утворюються при застиганні маси уламків мас, які вириваються із жерла вулкану. Ігнімбрити можуть покривати площу до десятків тисяч км² і мати товщину до 1-2 км. Серед інших утворень розповсюджені тефри, складені вулканічними бомбами, гравієм і піском, пірокласти, агломерати, пемзи.

Екструзивні фації. При екструзивному типі виверження відбувається видавлювання лави, яка виходить у в’язкому стані на поверхню. Форми екструзивних тіл залежить від форми вулканічного каналу, вздовж яких вони видавлюються. Вони утворюють куполи, обеліски, неправильні роздуті тіла, які можуть переходити в покриви. Екструзивні фації розташовані в верхніх частинах вулканічних апаратів, заповнюючих жерла вулканів, кільцеві і конічні дайки. Складені лавами ріоліт-андезитового і рідше андезит-базальтового складу.

Жерлові фації. Породи, які заповнюють канали, через які магма при вулканічних виверженнях піднімається на поверхню (некки). Склад їх дуже різноманітний; найчастіше це дрібнозернисті вивержені породи. В деяких випадках некки заповнені грубозернистим невідсортованим пірокластичним матеріалом, попелом чи вулканічною брекчією.

Субвулканічні фації. В районах вулканічної діяльності утворюються вертикальні і круті тіла, які не досягли поверхні і складені застиглими лавами. Утворюють штоки, факоліти, круті дайки в межах вулканічного конусу. Їх поперечні розміри іноді перевищують 1-2 км.

Пірокластичні фації. Пірокластичний матеріал часто може вкривати величезні простори. По мірі віддалення від вулкану товщина їх зменшується. Поблизу вулканічних апаратів накопичуються брили, вулканічні бомби, лапіллієвий туф, щільні і пористі пемзи. Особливо широко пірокласти розвиваються при виверженнях лав лужного і кислого складу.

Особливості підводних і наземних вулканічних утворень

Умови накопичення вулканічних товщ в наземних і підводних середовищах різні. Для наземних утворень характерні: мінливість гіпсометричного положення основи лавових потоків, пов’язана із нерівностями рельєфу; чергування з шарами, складеними пірокластичним матеріалом; властиві лінзи і скупчення агломератів, що виникають під час злив, які супроводжують виверження. Товщі вулканогенних порід, які накопичуються в континентальних умовах, часто утворюють самостійні стратиграфічні комплекси відділені від нижче і вижчезалягаючих порід неузгодженнями. В цілому наземні вулканогенні товщі відрізняються різкою мінливістю товщини і насиченістю погано відсортованим пірокластичним матеріалом. З часом скло наземних лав і туфів окислюється і набуває червоно-бурий колір.

Морські вулканогенні товщі витримані за товщиною і залягають узгоджено серед морських осадів. Прошарки пірокластичного матеріалу добре відсортовані. Осадові породи, які перешаровуються з лавами мають морське походження (вапняки, пісковики, аргіліти).

До метаморфічних товщ належать вихідні осадові чи магматичні породи, змінені і перетворені під впливом процесів метаморфізму у породи іншого складу.

Перекристалізація порід у земній корі відбувається, головним чином, за рахунок високих температур (термометаморфізм) і тисків(динамометаморфізм) і може мати як місцевий, так і регіональний прояв. Місцевий (локальний) метаморфізм виникає, переважно, в результаті впливу вторгнення магми у вміщуючі породи і в зонах крупних розривів. Породи локального метаморфізму мають вік від найдревнішого до неогенових. Породи регіонального метаморфізму широко розповсюджені, при цьому переважаюча їх частина зосереджена серед докембрійських товщ, значно менше їх в палеозої і ще менше – у мезозої.

Метаморфічні породи характеризуються переважно шаруватістю (смугастістю), яка виражається іноді чітко, а іноді ледве намічається зміною кольорів чи переважною концентрацією певного мінералу. Як і в осадових породах, шаруватість може бути паралельною, косою, лінзоподібною та ін.

Для текстур метаморфічних порід властива орієнтованість в певному напрямку мінералів (слюди, амфіболи, кварц та ін.), яка проявляється в сланцюватості і гнейсовидності. Сланцюватість і гнейсовидність виникають у породах внаслідок метаморфічних процесів і тому є вторинними (накладеними) новоутвореннями. Кристалізаційна сланцюватість і гнейсовидність часто співпадають з первинною шаруватістю, але іноді перетинають її під кутом.

Накладена сланцюватість може також розвиватися в зонах розривів, особливо підкидів і зсувів. Орієнтована паралельно до зміщувача.

При стратиграфічному розчленуванні метаморфічних товщ в них виділяють крупні комплекси і серії, які, в свою чергу, поділяються на світи і горизонти. Світи можуть залягати узгоджено і неузгоджено; в межах світ важливо виділити опірні маркуючі горизонти, якими можуть бути мармури, кварцити та ін.

У метаморфічних товщах найчастіше утворюються гострі, сильно стиснуті ізоклінальні складки (рис. 10.4), ускладнені більш дрібними складочками, які за своєю природою є складками витікання. Раніше сформовані складки знов піддаються процесу складчастості з виникненням структур, відмінних від ранніх складок розташуванням осьових поверхонь і осьових ліній. Шарніри ранніх і пізніх складок можуть як співпадати, так і відрізнятися.

Рисунок 10.4 - Схема ізоклінальної складчастості (А) і нормальний розріз шарів (Б); а-а^¢; б-б^¢ – границі відслонень

Накладання складчастості відмічається іноді серед слабометаморфізованих товщ, наприклад у мезозойських флішевих товщах Криму та Альп. Формування пізніх складок супроводжується вигинами раніше утворених поверхонь неузгоджень і розривів.

Контрольні запитання

1 Які бувають типи вулканів?

2 Форми ефузивних тіл.

3 Чим відрізняються вулканогенні товщі наземного і підводного виливів?

4 Методи польового вивчення ефузивних порід.

5 Зображення ефузивних порід на геологічних картах і розрізах.

6 Форми залягання узгоджених інтрузивних тіл.

7 Форми залягання неузгоджених інтрузивних тіл.

8 В чому полягає подібність і відмінність між батолітом і штоком, дайкою і сілом?

9 Дайте характеристику контактів інтрузивних тіл із вміщуючими породами .

10 Що вивчають при польових дослідженнях інтрузивних тіл?

11 Як визначається вік інтрузивних порід?

12 Чим відрізняється кристалізаційна сланцюватість від шаруватості?

13 Що таке будінаж-структури і як вони утворюються?

14 Складчастість, розвинута у метаморфічних товщах.

15 Характерні риси мігматитів.

16 Якими породами складені і як утворюються гранітогнейсові куполи?

ТЕМА 11. СТРУКТУРИ ЗЕМНОЇ КОРИ КОНТИНЕНТАЛЬНОГОІ ОКЕАНІЧНОГО ТИПІВ

Земна кора - зовнішня тверда оболонка Землі із середньою товщиною 30-60 км. Земна кора складає біля 1,5% загального об"єму Землі і менше 1% її маси. Земна кора знизу обмежується границею Мохоровичича (скорочено границя Мохо, або М). Нижче кори знаходиться мантія Землі, яка вздовж границі Конрада поділяється на верхню і нижню.

Верхня зона мантії, де речовина знаходиться у підплавленому стані, називається астеносферою; астеносфера разом із земною корою разом складають літосферу.

Близько 70% поверхні Землі вкрито океанічними басейнами, а близько 30% - це суходіл, що його утворюють 6 континентів.

Верхня товща земної кори, що складає осадовий шар. являє собою крихкі або ущільнені осадки; нижче осадового шару земна кора складається з гранітного і базальтового шарів.

Земна кора характеризується неоднорідністю будови і мінливістю товщини. Розрізняють земну кору трьох типів - континентальну, океанічну і перехідну (проміжну). Перший тип включає у собі шари осадовий, гранітний і базальтовий. Загальна товщина кори над континентами сягає у окремих ділянках 75 км. У межах океанічних западин земна кора складається з осадового і базальтового шарів; при цьому товщина осадового шару є мінімальною - від перших сотень метрів до перших кілометрів. Загальна товщина земної кори океанічного типу становить 4-10 км.

Проміжна земна кора приурочена до зони шельфу, де поступово у напрямку від континенту до океанічного дна відбувається виклинювання гранітного шару до повного зникнення при переході до океанічних западин.

Найбільшими структурними елементами земної кори, які не тільки відрізняються за характером будови, але й чітко простежуються на поверхні, є континенти і океани. Різниця між ними полягає не тільки у типі земної кори, але й охоплює цілу низку відмінностей у будові, складі, фізичному стані речовини тощо, не лише земної кори, але й літосфери і навіть верхньої мантії.

Головними структурними елементами океанів є серединно-океанічні хребти, що являють собою своєрідні рухливі пояси з їх осьовими рифтами і океанічні плити, яким відповідають абісальні улоговини та підводні підвищення, що їх ускладнюють.

На континентах до основних структур належать гірські споруди, або орогени (грецьке "орос" - гора), в межах яких подібно до серединно-океанічних хребтів спостерігається підвищена ендогенна активність (землетруси, вулканічні прояви тощо), що сприяє виникненню та розвитку інтенсивних вертикальних і горизонтальних рухів, а також платформи, до яких належать тектонічно спокійні, здебільшого асейсмічні і авулканічні, майже ізометричної форми ділянки континентів значних розмірів, які в геоморфологічному відношенні відповідають, зазвичай, рівнинним областям. Характерною особливістю платформ є практично субгоризонтальне залягання осадових порід, а іноді і базальтових лав.

Області земної кори з активним тектонічним режимом, до яких належать насамперед орогени, інакше називають геосинкліналями, або рухливими геосинклінальними поясами.

Періодичність у розвитку земної кори

У геологічній історії формування земної кори, що вимірюється відрізком часу біля 4,5 млрд. років виділено декілька крупних етапів (мегациклів), кожний з яких складається з декількох циклів.

Перші два мегацикли - катархей (4,5 - 3 млрд. р.) і архей (3 - 1,9 млрд. р.) - відмічається велике розповсюдження ефузивів, виникнення перших водних басейнів з накопиченням древніх осадових відкладів.

Виділити цикли у цих двох мегациклах неможливе, оскільки геологічні об"єкти, що сформувалися у цей час, мають виходи на відносно невеликих за площею ділянках сучасного суходолу і піддалися значному метаморфізму і дислокаціям.

Третій мегацикл охоплює нижній протерозой (1,9 - 1,35 млрд. р.), характеризується тим, що до кінця його намітились основні риси структурного плану Землі.

Четвертий мегацикл - пізньопротерозойський або байкальський (1,35 - 0,6 млрд. р.), характеризується виникненням чіткого поділу на структури, які зберегли майже незмінними риси будови структурного плану до нинішнього часу.

З переходом до палеозою починається п"ятий мегацикл розвитку земної кори - фанерозойський, який вивчений незрівнянно краще і який поділяється на каледонський, герцинський і альпійський цикли. Часто альпійський цикл поділять на мезозойський (кімерійський або тихоокеанський) і власне альпійський цикли.

В розвитку земної кори виділяють окремі геотектонічні етапи, що послідовно змінюють один одний. Виділені мегацикли і цикли відповідають проходженню відповідних епох складчастості. Перший, другий і третій мегацикли поєднуються назвою "докембрійська складчастість", яка включає в себе два етапи - готський та гренвільський; закінчення цих етапів датується серединою пізнього рифею. Байкальськийетап (епоха складчастості) охоплює пізній рифей, венд, іноді ранній і частину середнього кембрію. Каледонська складчастість тривала до кінця силуру або до середнього девону; герцинська - до кінця пермі (іноді до середнього тріасу). Альпійськийетап часто поділяють на дві стадії: мезозойську (кімерійську), яка продовжувалась до ранньої або середньої юри і альпійську, яка апродовжується до нинішнього часу.

Основні елементи земної кори встановлені на континентах, а в областях архіпелагів і глибоких морів виділені геосинклінальні області (рухомі пояси, орогени), платформи (кратогени) і розділяючі їх крайові прогини (перехідні області). Ці три найважливіші категорії структур чітко виділяються у циклах останнього етапу (крайові прогини відомі починаючи з герцинського циклу).

Загальна спрямованість у розвитку основних структурних елементів земної кори, яка особливо добре вивчена на протязі останнього етапу, полягає у послідовному заміщенні від циклу до циклу площі геосинклінальних областей за рахунок нарощування платформ, ядра яких виникли ще в докембрії або палеозої.

Будова геосинклінальних областей

Геосинклінальні області - це витягнуті у певному напрямку зони аномально високої рухомості, значної розчленованості і підвищеної проникності кори, які характеризуються на ранніх етапах розвитку переважно високоамплітудними низхідними рухами земної кори, а на заключних - інтенсивними висхідними рухами. В орогенну стадію вони являли собою гірськоскладчасті території; з часом внаслідок денудаційних процесів рельєф з гірського міг перетворитися на горбистий і пагорбистій.

Найважливіші ознаки геосинклінальних областей:

- лінійність геосинклінальних зон і геоструктурних елементів, які входять до їх складу;

- великий розмах вертикальних рухів, що зумовлює значну розчленованість рельєфу (геосинкліналі на континентах часто являють собою гірськоскладчасті області);

- велика товщина накопичення осадів (від 10-15 до 20-25 км);

- мінливість товщини і фацій вхрест простягання і відносна витриманість за простягання геоструктурних елементів;

- наявність специфічних формацій;

- інтенсивний магматизм (інтрузивний і ефузивний), що проявляється в усі стадії існування геосинкліналі;

- метаморфізм регіональний і динамометаморфізм;

- висока сейсмічна активність;

- інтенсивний прояв горизонтальних рухів.

Формації геосинклінальних областей

В осадових і вулканогенно-осадових товщах виділяються комплекси порід, що утворюються при певному тектонічному режимі і мають однакове походження. Такі комплекси називаються формаціями.

Основними формаціями геосинклінальних областей є:

- аспідна - піщано-глиниста з деякою кількістю вулканічних туфів і кремнистих порід;

- спіліт-кератофірова;

- вапнякова, у якій карбонати являють собою глибоководні хемогенні утворення;

- флішова - ритмічно перешаровані пачки пісковиків, алевролітів , аргілітів і карбонатних (переважно вапнякових) порід. Товщина ритмів коливається від перших сантиметрів до декількох десятків сантиметрів;

- основних і середніх лав (діабази і порфірити);

- кислих лав (кварцові порфіри);

- моласова - відрізняється наявністю у верхній частині грубоуламкових осадових порід, іноді з вапняками. У нижній частин характеризується розвитком вугленосних лагунних відкладів і соленосних товщ. Характерний сірий і червоний колір порід.

Як правило, у початкову стадію геосинклінального процесу розвитку території формуються аспідна і спіліт-керотофірова формації, у середню - вапнякова, основних і кислих лав і флішова, а в кінцеву стадію - моласова.

До певних формацій приурочені поклади певних корисних копалин. Так, із флішовою формацією пов"язані поклади нафти і газу, з моласовою - вугленосність і соленосність. З формаціями основних, середніх і кислих лав пов"язане різноманітне оруденіння.

Як правило, в початковій стадії геосинклінального розвитку формуються аспідна і спіліт-кератофірова формації, в середній - вапнякова. основних, середніх і і кислих лав, флішова; на кінцевій стадії - моласова.

Структурне розчленування геосинклінальних областей

Геосинклінальні області охоплюють простори, які розділяють прилеглі платформи. Геосинклінальні області поділяються на структурні одиниці меншого розміру - геосинклінальні системи. У геосинклінальних системах виділяються внутрішні зони (евгеосинклінали) і зовнішні зони (міогеосинкліналі).

Евгеосинкліналі- зони, що розташовані у внутрішніх частинах геосинкліналей і характеризуються активним магматизмом і глибоким метаморфізмом прід.

Міогеосинкліналі - це зовнішні зони геосинклінальної системи, яка контактує зазвичай із платформою. Характеризуються інтенсивним переважно теригенним осадконакопиченням, відсутністю магматичних утворень, і слабким ступенем або повною відсутністю метаморфізму.

Евгеосинкліналі і міогеосинкліналі в свою чергу ускладнені геосинкліналями і геоантикліналями, які інакше називають інтрагеосинкліналями і інтрагеоантикліналями ("інтра" - внутрішній) і представляють відповідно прогини і підняття на фоні загального опускання геосинклінальної системи.

Для геосинкліналей характерно:

- переважання від"ємних вертикальних рухів над позитивними;

- великі потужності осадових і вулкагногенно-осадових товщ;

- переважний розвиток відносно тонкоуламкових порід;

- повнота стратиграфічного розрізу без тривалих перерв в осадконакопиченні і стратиграфічних неузгоджень.

Для геоантикліналей характерно:

- переважання позитивних рухів над від"ємними;

- менші товщини осадових і вулканогенно-осадових порід;

- переважний розвиток відносно грубоуламкових порід4

- скорочені розрізи із частими перервами і неузгодженнями.

У процесі розвитку геосинклінальні області перетворюються в складчасті зони, а геосинклінальні системи - в складні складчасті споруди (мегантиклінорії і мегасинклінорії), на місці геосинкліналей і геоантикліналей виникають синклінорії і антиклінорії.

Синклінорій - це складний комплекс складок, який має у поперечному січенні загальну форму крупної синкліналі. Складки, які складають антиклінорій, навпаки, мають загальну форму антикліналі. Деякі синклінорії складного розвитку відомі під назвою "міжгірських прогинів". Ці структури утворюються в кінці геотектонічного циклу і розріз їх закінчується формуванням відкладів моласової формації. У внутрішніх частинах геосинклінальних областей спостерігаються ділянки із спокійним заляганням шаруватих товщ верхнього структурного поверху на більш древньому складчастому фундаменті , які називаються серединними масивами.

Складчастість геосинклінальних областей

Складчастість, розвинута в геосинклінальних областях відрізняється такими рисами:

- безперервністю в розповсюдженні складок на всьому просторі даної геосинклінальної зони;

- однаковим у середньому розвитком антикліналей і синкліналей;

- лінійністю, тобто однаковим характером простягання цілої низки складок. Якщо простягання змінюється, то не для однієї складки, а для їх значної кількості;

- горизонтальною орієнтованістю руху мас, що проявляється у закономірному і однаковому на значній площі напрямку падіння осьових поверхонь складок;

- розвитком нахилених і перекинутих складок, ускладнених насувами.

Типи взаємного розташування складок в

геосинклінальних областях

За простяганням осьових ліній складок на певній території розрізняють:

- паралельне, звичайне для лінійних складок розташування;

- кулісоподібне, при якому кожна наступна складка орієнтована в тому ж напрямку що і попередня, але її початок дещо зміщений у порівнянні з попередньою;

- гірлянда складок утворюється, якщо кулісоподібні складки розгалужуються у двох напрямках вздовж дугоподібної лінії;

- мигдалеподібний пучок складок характеризується розгалуженням і наступним сходженням через деяку відстань низки складок;

- структура "кінський хвіст" характеризується відгалуженням від головної складки декількох дрібніших в одному напрямку і з приблизно однаковим простяганням.

Формування складчастої структури в складчастій зоні здійснюється в результату декількох фаз складчастості, що зумовлює наявність у структурі декількох поверхів. Структурні поверхи (в середньому 2-3 в розрізі складчастої структури відокремлюються регіональними кутовими неузгодженнями.

Магматизм геосинклінальних областей

Інтенсивний прояв магматичної діяльності як в інтрузивних, так і в ефузивних формах складає одну з найхарактерніших особливостей розвитку геосинклінальних областей. Початкова стадія геосинклінального процесу характеризується широким розвитком ефузивного магматизму, який супроводжує формування глибинних розломів, вздовж яких територія зазнає занурення. У другій половині власне геосинклінальної стадії формування території відбувається переважно інтрузивний магматизм.

Інтрузії складчастих областей за часом їх утворення поділяються на доорогенні, синорогенні і посторогенні.

Поява ранніх доорогенних інтрузій пов"язана з прогинанням і розколами земної кори на початковій стадії геосинклінального процесу. В цей час відбувається вторгнення магми ультраосновного і основного складу з формуванням переважно сілів і лаколітів.

Синорогенні інтрузії виникають у другу половину розвитку геосинклінального етапу розвитку території (орогенну) одночасно із формуванням складчастості і тектонічних структур. Це переважно інтрузиви кислого складу, що мають форму батолітів.

Посторогенні інтрузії пов"язані з блоковими розломами, утворення яких є наслідком інтенсивних піднять. Це штоки або невеликі батоліти кислих і лужних порід, які часто розташовуються під кутом до загального напрямку складчастості, на відміну від синорогенних інтрузій, орієнтованих узгоджено із вміщуючими породами.

За масштабами прояву інтрузивна діяльність в геосинклінальних областях значно перевищує ефузивну. 86% інтрузій має кислий склад (гранітоїди), 13% становлять інтрузиви основного, середнього і ультраосновного складу і лише 1% становлять інтрузиви лужного складу. Серед ефузивів навпаки, переважають лави основного і середнього складу (82%), а кислого складу становлять 18%.

Закономірності розвитку геосинклінальних областей

Головна закономірність розвитку геосинклінальних областей полягає у тому, що упродовж геотектонічного циклу відбувається перетворення області інтенсивного опускання земної кори і накопичення спокійно залягаючих потужних, в основному морських осадів, у свою протилежність - в область підняття з формуванням гірської складчастої споруди. Таким чином, у процесі формування континентальної геосинкліналі можна виділити два етапи, що супроводжуються різнонаправленими рухами земної кори.

У першу стадію відбуваються переважно низхідні рухи; внаслідок цього утворюється обширна акваторія, на дні якої відбувається накопичення теригенно-осадових і глибоководних хемогенних відкладів. Цей процес супроводжується інтрузивним і підводним ефузивним магматизмом. Підводне виверження вулканів сприяє формуванню потужних товщ вулканогенно-осадових порід і пластоподібних тіл лавових покривів. Поступово суто низхідні рухи змінюються частими коливаннями земної кори змінного напрямку з відносно невеликими амплітудами ( так звана "пульсація дна"), що призводить до формування потужних товщ ритмічно перешарованих порід однотипного складу - флішу. Поступово висхідні рухи починають переважати над низхідними і у центральній ділянці геосинкліналі починає формуватися геоантикліналь. Це відповідає утворенню островів і острівних дуг в морях і на границях морів і океанів (наприклад острів Сахалін, Японські острови, архіпелаги дрібних островів Тихого океану тощо).

Коли висхідні рухи земної кори починають переважати над низхідними і на місці геосинкліналі починає формуватися геоантикліналь, одночасно з цим на територію починають впливати стискуючі горизонтальні рухи. Внаслідок цього утворюється гірська територія (ороген), де розвинуті складчасті структури, розривні порушення і глибинні розломи, вулканізм і висока сейсмічна активність.

Гірськоскладчасті області з часом зазнають дії руйнівних сил екзогенних процесів, внаслідок чого поступово відбувається утворення поверхонь вирівнювання: гірські хребти згладжуються, а міжгірські западини заповнюються продуктами руйнування, що зсуваються по схилах у понижені ділянки. Рельєф набуває менш розчленованого вигляду, а іноді - майже рівнинного. Вертикальні рухи проявляються у повільному, відносно малоамплітудному опусканні чи піднятті блоків земної кори, а горизонтальні - дуже слабкі. За практичної відсутності горизонтальних стискуючих рухів у осадовому чохлі утворюються переважно структури облягання, флексури, діапірові складки, формування яких пов"язане переважно з гравітаційними процесами і відмінністю фізичних властивостей порід у розрізі.

Платформа - це відносно стійка обширна за площею ділянка літосфери ізометричної форми, яка характеризується:

- ізометричність границь і більшості крупних геоструктурних елементів, що входять в її склад;

- повільними і плавними вертикальними рухами невеликої амплітуди і слабкої контрастності;

- послабленим проявом горизонтальних рухів, що виражається у похилому, слабо дислокованому заляганні осадових порід і розвитком структур облягання, інгресії, конседиментаційних флексур тощо;

- відносно невеликою товщиною накопичених осадів (у середньому 2-3 км) і переважанням неритових 9мілководних) фацій;

- обмеженим проявом магматизму (особливо інтрузивного), розвитком трапового магматизму на древніх платформах;

- відсутністю метаморфізму в породах осадового чохла.

Однією з характерних рис будови платформ є наявність в їх розрізі двох структурних поверхів (або ярусів). Нижній поверх утворюється в геосинклінальну передісторію розвитку території і отримав назву фундаменту; часто формування складчастого фундаменту відбувалося упродовж декількох епох складчастості.Розрізняють кристалічний і складчастий фундаменти. Кристалічний характерний для древніх платформ, фундамент яких сформувався в докембрії і складений гранітами, гнейсами, кристалічними і слюдяними сланцями, тобто переважно інтрузивними магматичними і глибоко метаморфізованими породами. При цьому породи метаморфічного комплексу зім"яті в стиснуті, часто перекинуті і ізоклінальні складки. Для молодих платформ характерний складчастий фундамент, сформований ефузивними утвореннями, осадовими і метаморфічними породами, при цьому метаморфічні породи піддалися невисокій ступені метаморфізму. Залягання порід значно дислоковане, часто пронизане інтрузіями. Верхній ярус - платформний чохол, осадовий чохол платформ, складений формаціями платформного типу, слабо дислокованими і, зазвичай, не метаморфізованими. Співвідношення залягання нижнього (фундамент) і верхнього (чохол) ярусів являє собою різко виражене регіональне кутове неузгодження.

Вік платформи визначається за віковими співвідношеннями складчастого фундаменту і осадового чохла, що вказують на час закінчення геосинклінального етапу розвитку території і встановлення платформного режиму.

Вік платформи також можна визначати виходячи із часу остаточного формування складчастої основи. При цьому додається префікс "епі-", наприклад, епігерцинська платформа - це платформа, що сформувалася над герцинською складчастою основою, тобто має герцинський складчастий фундамент.

Платформи, фундамент яких сформувався у докембрійську епоху складчастості, називаються древніми. Молоді платформи мають фундамент палеозойського та мезозойського віку. Відповідно, крім древніх платформ, виділяють епібайкальські, епікаледонські, епігерцинські і епімезозойські. Епіальпійськіх платформ не існує, оскільки альпійська епоха складчастості ще не завершилася.

Формації платформ і пов"язані з ними корисні копалини

Товщина осадового чохла платформ значно менша, ніж товщина аналогічних за віком відкладів в геосинклінальних областях. Нижче наведені формації платформних областей, характерні для осадового чохла, оскільки у складчастому фундаменті в геосинклінальну стадію розвитку утворились формації, характерні для геосинклінальних областей:

- карбонатні і глауконітово-карбонатні;

- морські уламкові;

- червоноколірні і галогенні;

- континентальні;

- трапова.

З породами морської уламкової формації пов"язані поклади нафти і газу (як приклад - нафтогазоносність ДДЗ). Червоноколірна і галогенна формація утворювалась в умовах мілководдя і сухого посушливого клімату, що призвело до утворення потужних соленосних товщ. Континентальна формація є в першу чергу вугленосною, тобто в умовах теплого вологого клімату на рівнині утворюються заболочені території, де формуються торфяники, що в подальшому перетворюються на вугілля. Дуже цікавою є трапова формація, яка представлена складним комплексом пластових і дайкових інтрузивних тіл і лав основного складу. З мезозойськими інтрузивами базальтового складу на древніх платформах пов"язані родовища алмазів, платини, хромітів тощо.

Читайте також:

1. II. Будова доменної печі (ДП) і її робота
2. Автомобільні ваги з залізобетонною платформою
3. Автомобільні ваги з металевоюплатформою
4. Анатомічна будова кісток вільної нижньої кінцівки
5. Анатомо-фізіологічна перебудова організму підлітка
6. Анатомо-фізіологічна перебудова організму підлітка та її вплив на його психологічні особливості й поведінку.
7. Антигенна будова HDV
8. АСОЦІАЦІЯ. ПОБУДОВА АСОЦІАТИВНОГО КУЩА
9. Атмосфера. ЇЇ хімічний склад та будова
10. Атомно-молекулярна будова речовини.
11. Базис і надбудова.
12. Біоелектричні явища в тканинах: будова мембран клітини, транспорт речовин через мембрану, потенціал дії та його розповсюдження.

Переглядів: 2489