Размещено на http://www.allbest.ru/

Тюменский государственный нефтегазовый университет

Институт геологии и нефтегазодобычи

Кафедра геологии месторождений нефти и газа

КУРСОВАЯ РАБОТА

по дисциплине: «Структурная геология»

на тему: Теория складкообразования в земной коре

Тюмень, 2015

Введение

Я решил выбрать данную тему курсовой работы, для закрепления теоретических знаний по дисциплине «Структурная геология» и ряда других смежных дисциплин (палеонтология, общая геология, историческая геология, физические процессы в геологоразведочном производстве).

Проблема складкообразования в современной геотектонике является одной из наиболее сложных. Как известно, она не сходит со страниц нашей и зарубежной печати. Ее значение вряд ли может быть переоценено, ибо с ней теснейшим образом связано множество как практических, так и чисто теоретических вопросов. Достаточно указать на обширный круг задач, стоящих перед нами - геологами-нефтяниками, постоянно имеющими дело с различными типами складчатых структур, формы и происхождение которых в сильнейшей степени влияют на особенности распределения нередко содержащихся в них газовых и нефтяных месторождений. Нетрудно понять также, что и такие общетеоретические проблемы и многие другие смогут получить окончательное разрешение лишь при учете всех возможных аспектов механизма складкообразования. Между тем этот последний вопрос в настоящее время все еще далек от разрешения, и нужна, по-видимому, весьма большая работа для того, чтобы можно было, наконец, перейти из области общих гипотез в область конкретных теорий.

Приступая к работе, я наметил для себя следующие задачи:

1. Ознакомиться с морфологической классификацией складок и их элементами.

2. Изучить и рассмотреть геосинклинальные складчатые области, и их строение и развитие.

3. Ознакомиться с генетической классификацией складок.

1. Складки и их элементы

Среди складок выделяются две основные разновидности - антиклинальные и синклинальные. Антиклинальными складками (антиклиналями) называются изгибы, в центральных частях которых располагаются наиболее древние породы по сравнению с краевыми, периферическими частями. В синклинальных складках (синклиналях) центральные части сложены более молодыми породами по сравнению с породами краевых частей. В сильно деформированных толщах (главным образом метаморфических) стратиграфический критерий определения антиклинальных и синклинальных складок может быть неприменим, и тогда пользуются нейтральными терминами: складки, обращенные выпуклостью вверх, называют антиформой, выпуклостью вниз - синформой.

В складке выделяются следующие элементы. Часть складки в месте перегиба слоев называется замком или сводом. При характеристике пород, слагающих центральные части складок, употребляют термин «ядро». Части складок, примыкающие к своду (замку), называются крыльями. У смежных антиклинали и синклинали одно крыло является общим. Угол, образованный линиями, продолжающими крылья складок, называется углом складки.

Осевой поверхностью складки называется вертикальная или наклонная плоскость, проходящая через точки перегиба слоев, составляющих складку Осевой линией складки называется линия пересечения осевой поверхности с поверхностью рельефа. Осевая линия характеризует ориентировку складки в плане. Ее положение определяется азимутом простирания. На карте осевая линия складки находится путем соединения точек, расположенных в местах перегиба слоев на плане. геологический складка земля инверсия

Шарнир складки - линия пересечения осевой поверхности с поверхностью одного из слоев (кровлей или подошвой), составляющих складку. Шарнир расположен в складке на поверхности слоя в месте его перегиба. Он характеризует строение складки вдоль ее осевой поверхности. Положение шарнира определяется азимутом его погружения (или воздымания) и углом погружения (или воздымания)

Положение шарнира на картах не всегда совпадает с осевой линией складки. Только в случае вертикальности осевой поверхности складки изображение шарнира и осевой линии совмещаются на карте. В складках с наклонной осевой поверхностью положения шарнира и осевой линии на карте могут сильно различаться.

Для установления направления наклона шарнира следует сравнить возраст слоев в месте их пересечения осевой линией складки. Шарнир погружается в направлении к более молодым породам.

Размеры складок характеризуются длиной, шириной и высотой. Длина складки - это расстояние вдоль осевой линии между смежными перегибами шарнира. Ширина складки складывается из расстояния между осевыми линиями двух соседних антиклиналей или синклиналей. Высотой складки называется расстояние по вертикали между замками антиклинали и смежной с ней синклинали, измеренное по одному и тому же слою.

2. Морфологическая классификация складок

Классификации складок основаны на различных принципах. В основу может быть положена форма складок или их происхождение. Классификация, в которой складки разделены по форме, называется морфологической, отражающая условия образования складок - генетической. В морфологических и генетических классификациях учитываются различные свойства, поэтому они не исключают, а дополняют друг друга.

В морфологической классификации разделение складок основано на следующих признаках.

I. По положению осевой поверхности выделяют складки.

А. Симметричные складки с вертикальной осевой поверхностью и одинаковыми углами наклона крыльев.

Б. Асимметричные складки с наклонной или горизонтальной осевой поверхностью и различными углами наклона крыльев. Они, в свою очередь, могут быть разделены на четыре вида:

1) наклонные складки с падением крыльев в противоположные стороны, различными углами и наклонной осевой поверхностью;

2) опрокинутые складки с крыльями, направленными в одну и ту же сторону, и наклонной осевой поверхностью, в опрокинутых складках различаются нормальные и опрокинутые (или подвернутые) крылья в нормальном крыле породы залегают в порядке наслоения, т. е. молодые отложения располагаются выше древних; в опрокинутом - соотношение между древними и молодыми породами обратное: древние породы перекрывают молодые;

3) лежачие складки с горизонтальным положением осевых поверхностей.

4) ныряющие или перевернутые складки с осевой поверхностью, изогнутой до обратного наклона.

II. По соотношению между крыльями складок выделяются:

1) обычные или нормальные складки с падением крыльев в разные стороны.

2) изоклинальные складки с параллельным расположением крыльев; при вертикальном положении крыльев изоклинальные складки называются прямыми при наклонных крыльях - опрокинутыми.

3) веерообразные складки с веерообразным расположением слоев ядра веерообразных складок нередко оказываются пережатыми, т. е. отделенными от остальных их частей.

III. По форме замка различаются:

1) острые складки с углом складки меньше 90°;

2) тупые складки с углом складки более 90°;

3) сундучные (или коробчатые) складки с плоскими замками и крутыми крыльями.

По отношению длинной оси складки (длина) к короткой (ширина) различают линейные, брахиформные и куполовидные.

Линейными называют складки, в которых отношение длины к ширине больше трех. Складки овальных очертаний, у которых это отношение меньше, называют брахиформными (брахиантиклинали и брахисинклинали). При приблизительно одинаковых поперечных размерах складки называются куполовидными, а синклинальные складки этого вида - чашевидными или мульдами.

Положение складок в земной коре определяется ориентировкой их шарниров. На поверхности Земли при горизонтальных шарнирах крылья складок параллельны осевой линии. Там, где шарнир погружается или воздымается, слои огибают осевую линию. Участки антиклинальных складок, где шарнир наклонен, носят название периклинального замыкания или погружения. Слои на таких участках падают в стороны от ядра складки. В синклинальных складках слои, огибая ось складки, наклонены к ее ядру. Такие части складки называются центриклинальным замыканием или погружением.

В породах, подвергшихся интенсивному региональному метаморфизму и превращенных в сланцы и гнейсы, нередко наблюдаются складки, шарниры которых имеют вертикальное положение. Углы наклона слоев на крыльях таких складок обычно крутые или равны 90°.

К флексурам относят коленообразные изгибы в слоистых толщах с наклонным залеганием слоев при общем их горизонтальном залегании или более крутым падением на фоне общего наклонного положения. В вертикальных разрезах во флексурах выделяются следующие элементы: верхнее, или поднятое, крыло (АБ); нижнее, или опущенное, крыло (ВГ); смыкающее крыло (БВ), угол наклона смыкающего крыла (a); вертикальная амплитуда смыкающего крыла (а).

Флексуры, развитые в породах с наклонным залеганием, могут быть согласными и несогласными. В согласных флексурах верхнее, нижнее и смыкающее крылья наклонены в одну и ту же сторону, в несогласных - верхнее и нижнее крылья наклонены в одну сторону, а смыкающее крыло - в противоположную. Помимо флексур в условиях наклонного залегания встречаются участки с менее крутым или горизонтальным залеганием слоев, называемые структурными террасами. Если такой участок вытянут по направлению наклона моноклинали, он называется структурным носом.

Флексуры делятся на две группы. К первой из них относятся флексуры, развивающиеся позже процессов осадконакопления, ко второй - одновременно с процессами осадконакопления. Каждой группе флексур свойственны существенные отличия строения. Флексуры, возникшие после осадконакопления, не имеют различий в мощностях и фациях на крыльях (если только фации не менялись под влиянием каких-либо общих причин в процессе осадконакопления). В этом случае флексуры устанавливаются по чисто геометрическим признакам: увеличению угла падения на смыкающем крыле, изгибанию в местах сочленения смыкающего крыла с опущенным и приподнятым крыльями, различию в геометрическом положении крыльев. Углы наклона верхнего и нижнего крыльев флексуры могут быть как одинаковыми, так и различными. Такие флексуры широко развиты в складчатых областях и краевых прогибах. Реже они отмечаются на платформах.

Различия в динамической обстановке, существующей в земной коре, позволяют разделить складки на две крупные группы: складки изгиба и складки течения.

Складки изгиба возникают при продольном сжатии, поперечном изгибе и воздействии пары сил. Продольный изгиб вызывается силами, обычно ориентированными горизонтально и действующими вдоль слоистости (рис.8 а). При однородном составе слоистых толщ скольжение рассредотачивается по всей массе пород; если слои имеют различные свойства, оно концентрируется в наиболее мягких пластичных слоях (например, в прослоях аргиллитов, заключенных среди песчаников). Малопластичные слои при этом нередко разрываются и перемещаются в виде отдельных блоков. При скольжении вещество перераспределяется в пределах одной складки и перемещается к изгибам с большим радиусом кривизны от изгибов с относительно меньшим радиусом. Подобные складки легко воспроизвести, сгибая стопку листов бумаги.

При двухстороннем сжатии образуются симметричные складки. При одностороннем действии сжимающих усилий возникают наклонные или опрокинутые складки.

При поперечном равномерном изгибе силовое воздействие ориентировано перпендикулярно поверхностям наслоения. Образованию складок на начальных стадиях и в этом случае способствует скольжение слоев, но иного направления, чем в складках поперечного изгиба (рис.8 б). Вещество перемещается в стороны от участков с максимальным радиусом изгиба в большей степени, чем на участках с меньшим радиусом. Таким образом, при поперечном равномерном изгибе повсеместно будет наблюдаться различное по интенсивности растяжение пород.

При значительном поперечном изгибе в породах сначала возникают трещины, ориентированные перпендикулярно слоистости, а затем появляются крупные разрывы. Нередко центральные части таких складок отрываются и опускаются вниз под действием силы тяжести.

Если силы, вызывающие образование складок поперечного изгиба, сосредоточены вдоль определенных линий, то возникают особенно сложные деформации, повторяющие в общих чертах те линейные направления, от которых передаются усилия. В таких складках участки с интенсивным растяжением могут локализоваться в виде узких полос, создавая флексуры.

Складки, формирующиеся при действии пары сил (сдвиговых деформациях), имеют ряд отличительных свойств. Важно установить, в какой плоскости действует пара сил: в горизонтальной или вертикальной. В первом случае оси складок обычно располагаются кулисообразно под углом 40-50⁰ к активной паре сил, занимая все пространство в интервале между действующими силами. Если действие сил сосредоточено по разные стороны от линии разрыва, то оси складок при приближении к нарушению дугообразно изгибаются в направлении смещения крыльев.

При расположении пары силы в вертикальной плоскости, т.е. друг над другом, и их действии в горизонтальном или субгоризонтальном направлении образуются наклонные или опрокинутые складки, нередко осложненные разрывами. При активном действии нижнего вектора наклон и опрокидывание складок совпадают с направлением вектора. Если активен верхний вектор, то наклон и опрокидывание складок происходят в сторону, противоположную направлению вектора.

Образование складок течения обусловлено высокой пластичностью вещества, фактором времени и температурой среды. Для направленного течения необходима достаточная разность давлений в окружающих породах, способная вызывать их перемещение из участков с высоким давлением к местам с относительно низким давлением.

В верхних слоях земной коры, где температуры и давления невысокие, течение свойственно только горным породам с высокой пластичностью: солям, гипсам, углям, известнякам и глинам, насыщенным водой. При достаточно высоких температурах и давлениях высокую пластичность приобретают даже такие породы, как кварциты, аплиты, гнейсы и др. При этом одновременно может отмечаться и перекристаллизация вещества.

Для складок течения характерны особенно неправильные формы с многочисленными раздувами, утонениями и пережимами слоев. При этом происходит относительно свободный рост антиклиналей вверх, а пластичные породы перемещаются из крыльев на участки с меньшим давлением в ядре складок, где образуют структуры течения, нередко дисгармоничные общему строению основной складки. Складки течения, развитые в метаморфических толщах, отличаются небольшими размерами и возникают вследствие направленного давления в условиях повышения температуры до сотен градусов и длительного воздействия нагрузок.

3. Образование складчатости - механизмы и концепции

В отношении образования складчатости регионального сжатия за последние 170 лет был выдвинут целый ряд механизмов. Их можно свести в две основные группы.

Представители первой группы связывали генезис региональной складчатости с вертикальными движениями, развивающимися внутри геосинклинали. Самые ранние высказывания такого род относятся еще к 20-м годам XIX в. (Б. Штудер). Складчатость, по этим представлениям, образуется в результате внедрения магмагических масс с соответствующими раздвигом и смятием слоев в складки. В недавнее время близкие представления на более современной основе развивались В.В. Белоусовым и его сотрудниками. Основная идея этой концепции, получившая название «глубинного диапиризма», заключается в том, что в процессе регионального метаморфизма и гранитизации геосинклинальные отложения в осевых частях прогибов увеличиваются в объеме, уменьшают свою плотность и в связи с ограниченным на глубине пространством сжимаются в складки и поднимаются вверх в направлении наименьшего сопротивления, раздвигая и сминая породы периферических частей геосинклинали.

Эта концепция наталкивается на следующие основные возражения. Во-первых, микроструктурный анализ указывает на горизонтальную, а не вертикальную ориентировку усилий при образовании линейной складчатости. Во-вторых, не всегда складчатые сооружения имеют метаморфические ядра, в которых метаморфизм достигает амфиболитовой фации, обеспечивающей разуплотнение пород. И в-третьих, размеры этих ядер не соответствуют размеру сокращения поперечника складчатой зоны на периферии ядра, оказываясь заметно меньшими. В связи со вторым возражением было выдвинуто дополнительное предположение о том, что процесс разуплотнения может иметь место уже при катагенезе глинистых толщ в связи с превращением монтмориллонита в гидрослюду. Оказалось, однако, что на Большом Кавказе, на материале которого это было установлено, глинистые породы нижней - средней юры, образующие ядро складчатого сооружения, имели не монтмориллонитовый, а иллитовый состав.

Таким образом, концепция глубинного диапиризма не дает удовлетворительного объяснения происхождению альпинотипной складчатости.

Дрyгой мexaнизм, в котором приоритет также отдается вертикальным движениям, это механизм гравитационной складчатости, предложенный еще в конце XIX в. швейцарскими исследователями Альп (Г. Шардт, М. Люжон). Он вступает в действие в результате образования и роста горного сооружения, когда под влиянием силы тяжести слои начинают сползать с его свода вниз по склонам, сминаясь в складки; срыв происходит по пластичным горизонтам разреза. Этот механизм имеет, несомненно, реальное значение, и им объясняется образование, в частности, флишевых покровов во Французских Альпах (флиш особенно податлив к сползанию благодаря тонкому переслаиванию глинистых и песчаных прослоев).

Однако в качестве главного универсального механизма образования складчато-покровных систем гравитационный механизм не подходит по ряду причин. Во-первых, хотя для гравитационного сползания достаточно уклона всего в первые градусы, такой уклон образуется лишь на позднеорогенной стадии развития подвижных систем, в то время как наиболее интенсивная складчатость их внутренних зон возникает уже на раннеорогенной стадии. Во-вторых, многие горные сооружения, например Карпаты, Кавказ, Урал, Гималаи, построены в основном моновергентно, т.е., складки и надвиги на обоих склонах сооружения наклонены в одну и ту же сторону, следовательно, на одном из склонов вверх, а не вниз по склону. В Карпатах лишь в самой нижней части южного склона надвиги направлены вниз по склону, но расположение слоев показывает, что это вторичное явление - pppa.ru. Такое явлечие наблюдается на позднеорогенной стадии становления и других горных сооружений; в Альпах оно получило название ретрошарьяжа, т.е. обратного шарьяжа. В-третьих, если слои сползли под влиянием силы тяжести со свода, на самом своде они должны вторично отсутствовать, т.е. должна образоваться зона тектонической денудации, причем равновеликая зоне гравитационной складчатости в распрямленном виде. В действительности такие юны обычно не обнаруживаются. Так, на Большом Кавказе, в его восточной осевой части, отложения нижней и средней юры не только не отсутствуют, но смяты в узкие и крутые складки. В Карпатах можно было бы предполагать существование зоны тектонической денудации - возможной родины флишевых покровов - в их внутренней зоне, но здесь возрастные аналоги флиша присутствуют и представлены более мелководными фациями.

Все эти причины заставляют признать гравитационный механизм складчато-надвиговых деформаций хотя и реальным, но явно второстепенным по отношению к главному фактору, вызывающему эти деформации.

Представители второй группы концепций происхождения региональной складчатости сжатия, в наиболее раннем толковании, связывали ее с общим сжатием, контракцией нашей Земли. Первоначально, до появления учения о геосинклиналях, они затруднялись объяснить неравномерность проявления складчатости на поверхности Земли. Позднее эта трудность казалась преодоленной - сжатию в процессе сокращения площади земной коры должны были в первую очередь подвергаться не утратившие свою пластичность мощные толщи геосинклинальных отложений, как бы раздавливаемые при этом сближающимися более жесткими платформенными глыбами. Однако этому представлению противоречит, как впервые указал австрийский геолог О. Ампферер (1906). более раннее образование складок во внутренних зонах складчатых систем по сравнению с внешними, находящимися ближе или даже в контакте с платформенной рамой, откуда исходит давление.

В связи с этим О. Ампферер, а затем Г. Штилле, Э. Краус и другие выдвинули представление о поддвиге платформ под геосинклинальное выполнение, о «всасывании» последнего в глубину под влиянием нисходящих конвективных течений в мантии. Эта точка зрения нашла некоторое подтверждение в опытах американского геофизика Д. Григгса. Ее дальнейшим развитием являются представления о механизме складчато-надвиговых деформаций, принимаемые в современной тектонике плит.

Согласно этим представлениям, основными зонами таких деформаций являются зоны конвергенции литосферных плит, т.е. их субдукции или коллизии, где господствуют условия сжатия. При этом обстановка протекания деформаций сжатия несколько различна, с одной стороны, в зонах субдукции океанских плит под островодужные или континентальные плиты, с другой - в зонах поддвига континентальных плит (платформ) под складчатые сооружения.

В зонах субдукции осадки, поступающие в глубоководный желоб, если они не проскальзывают далее в глубину, то подвергают ся смятию и наращивают снизу висячее крыло, т.е. континентальный или островодужный склон, формируя аккреционный клин. И основании этого клина образуется базальная поверхность срыва, а над ней слои сминаются в складки с осевыми поверхностями, полого наклоненными параллельно этой поверхности.

Затем эта поверхность срыва перемещается вверх, под ней начинают снова накапливаться осадки, соскребаемые с пододвигающейся плиты, пока опять не образуется базальная поверхность срыва. Так последовательно формируются складчатые пакеты, ограниченные поверхностями надвигов; причем, как показало глубоководное бурение, возраст деформированных отложений и самих деформаций омолаживается вниз по склону, т.е. соблюдается та самая закономерность, которая наблюдается в более древних складчатых системах, - омоложение деформаций к периферии. Изоклинально-чешуйчатые флишевые толщи южного склона Большого Кавказа, северного склона Карпат, Иньяли-Дебинской зоны Верхояно-Колымской системы, Восточного Сихотэ-Алиня - хорошие примеры таких древних аккреционных клиньев в висячих крыльях ВЗБ. На западном окончании Большого Кавказа и в современную эпоху можно наблюдать, по данным сейсмопрофилирования на дне Черного моря, продолжающийся поддвиг осадков под сооружение Большого Кавказа и, следовательно, продолжающееся наращивание этого сооружения.

Глубоководным бурением и детальным сейсмопрофилированием к настоящему времени хорошо изучены подобные аккреционные клинья на ряде современных активных океанских окраин, в частности, в островодужном склоне желоба Нанкай у берегов Японии, на восточном окончании Алеутской дуги, у побережья штата Орегон (США), также в Тихом океане, против о. Барбадос в Атлантическом океане, у о. Тимор в Индийском океане, у побережья Макрана (Иран) также в Индийском океане. По мере развития аккреционного клина наряду с подошвенными срывами - пологими надвигами образуются несколько более крутые, но также наклоненные внутрь склона секущие надвиги, а затем и направленные вниз по склону гравитационные сбросы.

Другая обстановка, предусматриваемая тектоникой плит, для развития складчато-надвиговых деформаций - это обстановка поддвига кристаллического фундамента платформ под осадочный чехол бывшей пассивной континентальной окраины (отложения шельфа и континентального склона) и молассовое выполнение передовых прогибов. Ведущую роль в этом процессе играет пласювый срыв чехла по поверхности фундамента и отдельных частей разреза чехла и моласс по наиболее пластичным (глины, соли, гипсы) или водонасыщенным горизонтам. Встречая при этом упор, слои сминаются в складки, в дальнейшем нагромождающиеся одни на другие, образуя так называемые дуплексы. Этот процесс был хорошо изучен первоначально на примере Скалистых гор Канады А.В. Балли и другими, а затем выявлен и на Северном и Приполярном Урале В.В. Юдиным и особенно К.О. Соборновым. Он свойствен, очевидно, всем внешним зонам складчато-покровных сооружений и внутренним крыльям передовых прогибов, хорошо воспроизводится моделированием на ЭВМ и графическим построением сбалансированных профилей, в которых соблюдается неизменность мощности и первоначальной длины слоев.

На позднеорогенной стадии развития складчато-покровного сооружения, когда уже сформировался заметный горный рельеф, к усилием общего сжатия добавляется сила тяжести, т.е. вступает в действие гравитационный фактор. Общее перемещение слоев по горизонтали вкрест простирания складчатой системы может достигнуть многих десятков и даже более 100 км Именно таким образом объясняется образование складчато-надвиговой гряды Чернышева по другую сторону передового прогиба Приполярного Урала (В.В. Юдин) или складчатой зоны Юрских гор также с внешней стороны Предальпийского прогиба (Г. Лаубшер). В первом случае имел место срыв по соленосному горизонту верхов ордовика, во втором - также по соленосному верхнему триасу (кайперу). В процессе коллизии континентальных плит с окончанием поглощения океанской коры субдукция типа Б переходит в субдукцию типа А. Субдукция типа А имеет место, очевидно, и в интракратонных моногеосинклиналях, выражаясь в поддвиге океанской или переходной коры последних под нормальную континентальную кору их ограничения. То же могло иметь место в зеленокаменных поясах архея.

4. Генетическая классификация складок

В пределах фундамента платформ и комплекса основания геосинклинальных областей, сложенного уплотненными, метаморфизованными породами, тектонические деформации выражаются в основном разломами и относительными перемещениями отдельных глыб. Вместе с тем в ряде случаев, особенно когда степень метаморфизма пород фундамента невелика, что обычно для молодых платформ, или образования фундамента вновь приобрели пластичность под "мобилизирующим" влиянием магматических эманаций, что наблюдается в геосинклиналях, вступивших в новый цикл развития, в фундаменте возникают и пластичные деформации, иногда принимающие форму довольно сложенной складчатости. В нижних частях фундамента образуются специфические глубинные складки, генетические связанные с процессами гранитизации и метаморфизма. Складки осадочного чехла могут быть разделены на 3 категории. Одни из них служат непосредственным отражением тектонических деформаций - изгибов и разломов поверхности фундамента; они известны под названием отраженных (И.О. Брод, В.Е. Хаин), или глыбовых (В.В. Белоусов) штамповых складок (В.В. Бронгулеев).

Итак, мы сталкиваемся с весьма запутанным и неудовлетворительным положением проблемы классификации тектонических движений. Основная причина этого заключена, в сложности самого процесса тектонической жизни Земли, где наблюдаются движения, как непосредственно порожденные физико-химическими превращениями в глубоких недрах планеты, так и движения в результате взаимодействия движений эндогенного происхождения с экзогенными процессам, в общем движения разного порядка, масштаба, периодичности , генезиса. Другая причина так сказать, субъективная, состоит в том, что возможны различные критерии в построении классификаций тектонических движений, а авторы большинства классификаций проявили непоследовательность в применении этих критериев, как это справедливо указал Н. М. Синицын в отношении классификаций В. В. Белоусова и В. Е. Хаина и как это может быть отмечено и в отношении почти двух других классификаций.

Помимо перечисленных недостатков, почти все существующие классификации имеют еще один и притом главный недостаток- они являются чисто описательными. Между тем простая констатация того факта, что складки образованы складкообразующими движениями, океаны-океаногеническими, сбросы-разрывными и т. п., мало что дает для науки и практики. Нужна генетическая классификация тектонических движений, но создание такой классификаций, имеющий шанс на достаточное признание, невозможно, пока не достигнута минимальная ясность в вопросе о причинах движений по сумме этих признаков, т.е. их кинематическая классификация с разделением на преобладающие вертикальные и преобладающе горизонтальные, плавные и разрывные, направленные и колебательные, восходящие и нисходящие, интенсивные и слабые. При этом вертикальные движения могут сочетаться с горизонтальными, плавные - с разрывными, направленные - с колебательными.

Очень важными являются далее критерии подразделения направленных движений по размерам охваченных однозначными перемещениями участков, т.е. создаваемых ими структур, а колебательных движений - по их периодичности, ибо такое подразделение прокладывает путь к генетической классификации тектонических движений.

Процесс образования складок в земной коре весьма сложен и разнообразен и обусловлен многими причинами, среди которых далеко не всегда удаётся выделить главные и второстепенные.

Исходя из огромного количества эмпирических и экспериментальных данных, обычно предлагается две генетические классификации складок:

· физико-генетические (продольного изгиба, поперечного изгиба, течения)

· геолого-генетические (эндогенные, экзогенные)

Физико-генетические складки:

1. Складки продольного изгиба развиваются при продольном сжатии, вызванном парой направленных друг к другу сил, либо при одностороннем действии сил, ориентированных обычно горизонтально и действующих вдоль слоистости. Межслоевое скольжение происходит на фоне общего перемещения вещества в направлении, перпендикулярном к действию сжимающих усилий, в участки с относительно меньшим давлением. Ширина и высота складок продольного изгиба возрастает с увеличением мощности слоёв и вязкости пород, а оси складок обычно ориентированы в поперечном направлении по отношению к сжимающим усилиям. При однородном составе слоистых толщ и двухстороннем сжатии образуются обычно симметричные складки. При одностороннем действии сжимающих сил возникают наклонные или опрокинутые складки, наклон которых указывает на направление действующих сил.

2. Складки поперечного изгиба образуются при воздействии сил, ориентированных перпендикулярно к плоскости наслоения. При образовании складок поперечного изгиба вещество перемещается в стороны от участков с максимальным радиусом кривизны более интенсивно, чем на участках с меньшей кривизной. Под воздействием активно поднимающегося вверх ядра (гранито-гнейсового диапира, соляного, гипсового или глиняного ядра) одновременно с формированием складки поперечного изгиба могут возникать на периферии складки характерные сколы типа сбросов. Складки такого происхождения называются диапировыми.

3. Складки волочения (или течения) представляют собой разновидность небольших по размеру дисгармоничных складок. Образуются они в условиях поперечного или продольного изгиба в слоях пластичных пород, заключенных между жесткими породами. Причиной образования этих складок является межслоевое проскальзывание, которое приводит к волочению материала более пластичной породы вслед за перемещающимся слоем жесткой породы . Складки волочения всегда асимметричны и осевые поверхности их опрокидываются в сторону замков антиклиналей больших складок. Острый угол, между осевой поверхностью складки волочения и поверхностью напластования, всегда открыт навстречу вектору, показывающему относительное движение неподатливых слоёв . Эти свойства используются при геологическом картировании для определения положения антиклинальных и синклинальных частей складок и для установления нормального и опрокинутого залегания слоёв.

Стрелки показывают движение (относительное смещение) непластичных слоёв.

Геолого-генетические складки:

1. Эндогенные:

Складки сжатия образовались вследствие сокращения размера данного отрезка земной коры и объясняются в большинстве случаев горизонтальным или наклонным движением отдельных блоков земной коры. Пластичные породы, находящиеся между двумя сближающимися блоками, испытывают смятие по типу смятия листов бумаги, зажатых в тиски. Подобному способу образования складок еще совсем недавно придавали самое большое значение. В настоящее время эта теория образования складок вызывает много возражений. Некоторые исследователи, например В. А. Магницкий и Ю. А. Косыгин, считают, что складки сжатия могут образоваться при прогибании земной коры, в результате которого часть пласта, занимая положение хорды, сокращает свою длину, что и вызывает коробление пласта, т. е. смятие в складки. Складки свободного скольжения под влиянием силы тяжести образуются следующим образом. На каком-то поднятии, возникшем вследствие колебательных движений, пласты осадочных пород начинают под влиянием силы тяжести соскальзывать от центра поднятия в сторону прогиба. Встречая сопротивление пластов, залегающих в осевой части прогиба, они и сминаются в складки. Складки раздавливания образуются под влиянием вертикальных сил, идущих снизу. В участках максимального приложения этих сил создается поднятие, в сводовых частях которого происходит раздавливание пород и растекание их от центра поднятия к периферии. Это растекание, так же как и в случае свободного скольжения, вызывает на склонах поднятия образование складок. Диапировые складки образуются следующим образом. Пласты, в составе которых принимает участие пластичное вещество, например соль, сминаются в пологие складки. Своды антиклинальных складок размываются, а в синклиналях накапливается дополнительное количество осадочного материала, снесенного со свода антиклинали. В связи с этим над пластом соли возникает разность нагрузок, а следовательно, и различное давление, вследствие которого соль в области синклиналей начинает раздавливаться и перетекать в своды антиклиналей. Здесь она приподнимает пласты, иногда образуя в них дополнительно более мелкие складки, а затем устремляется по какой-либо трещине, обычно характерной для сводов антиклиналей, расширяет ее и образует штокообразное тело, которое нередко выходит на поверхность Земли. Отраженные складки образуются в осадочном чехле при неравномерном движении отдельных блоков фундамента. Эти складки, по-видимому, имеют широкое распространение и преобладают на платформах. Магматогенные складки образуются вследствие давления магмы на осадочные .породы при ее внедрении в земную кору. Эти складки бывают обычно локальными, одиночными, в зависимости от размеров магматического тела занимают ограниченную площадь. Метаморфогенные складки (складки, связанные с метаморфизмом пород) в настоящее время изучены еще очень слабо. Они образуются как в самой метаморфизующейся толще, так и в окружающих ее породах вследствие увеличения объема метаморфизующейся породы от нагревания или вследствие химических реакций, вызывающих также увеличение объема.

2. Экзогенные:

Складки этого типа часто называются атектоническими, что подчеркивает их нетектоническое происхождение, но морфологически они нередко бывают неотличимы от складок тектонических. Экзогенные складки образуются самыми различными способами. Антиклинальные складки облекания образуются вследствие того, что осадок, накапливающийся в море на поверхности какого-то резкого выступа морского дна, образует изогнутый пласт куполовидной формы. Соответственно осадок, выполняющий впадину в нижних частях, образует синклинальную складку облекания. Складки выпирания образуются на дне долин или котловин, так как глинистые пласты могут выдавливаться по типу диапировых складок на дно, где они ничем не перекрыты и давление на них поэтому равно нулю. Такие складки выпирания описывались в долине р. Волги. Складки уплотнения образуются в неоднородных породах, состоящих из глин, в которых включены более плотные породы типа песчаников или известняков. Глины, уплотняясь, сжимаются и образуют изгиб вокруг линз неуплотняемой породы. Складки разбухания, наоборот, возникают в связи с расширением некоторых минералов при перекристаллизации. Например, ангидрит, переходя в гипс, увеличивается в объеме. При этом он давит на окружающие породы, и в последних могут образоваться мелкие складки, именуемые складками разбухания. Складки оползневые выявляются наиболее отчетливо. Оползень, сползая по склону, давит своей массой на породы, расположенные в нижней части склона. В этих породах образуются мелкие, очень часто косые или опрокинутые складочки. Особенно интенсивно выражены складки при подводных оползнях, в морских или речных осадках, еще не утративших своей пластичности. Подобные складки можно в большом количестве наблюдать как в древних флишевых отложениях Кавказа, Карпат и др., так и в современных оползневых районах. Складки обрушения образуются на дне карстовых воронок, пещер и других полостей в земной коре. Они обрисовывают форму поверхности дна указанной полости. Ледниковые складки (гляциодислокации) являются наиболее крупными дислокациями экзогенного происхождения. Они создаются ледниками, которые, сползая с гор, сдавливают рыхлые отложения, в результате чего последние могут приобретать складчатые формы. Древний ледник, спускавшийся с севера Евразии, в ряде мест произвел крупные смятия четвертичных и более древних отложений. Так, например, на правом берегу Днепра, в районе г. Канева на площади 20*5 км наблюдаются косые и опрокинутые в юго-западном направлении складки. Во многих местах они разорваны и надвинуты друг на друга. Складки экзогенного происхождения в целом занимают небольшую площадь, не распространяются на глубину и по сравнению со складками эндогенного происхождения играют ничтожную роль в структуре земной коры.

4.1 Ведущая роль сжатия в развитии Земли

Мнение Тетяева, одновременно с Усовым разрабатывающего геотектоническую теорию саморазвития материи Земли, о том, что "Складчатость, как скачковая форма геотектогенеза, есть выражение расширения тела Земли - ведущей стороны в борьбе сжатия и расширения после образования заменой коры... В борьбе сжатия и расширения посте образования земной коры. Обосновано это мнение следующим образок.

После образования земной коры прекратилось лучеиспуска ние, как форма отталкивания, и взаимодействие притяжения и отталкивания приняло качественно иной вид, при проявлении противоречия между земной корой и продолжающей свое раз витие внутренней кассой Земли. где вследствие сжатия накап ливаются различные виды энергии. Следовательно, если ранее ведущим было сжатие, то теперь расширение."

Но не верно, что в звездной стадии небесное тело имело отталкивание лишь в виде лучеиспускания; согласно данным астрофизики, оно выражалось и в расширении, в ,раздувании звезды. Затем, иное качественное выражение отталкивания при наличии коры еще не означает перехода ведущей роли к рас ширению. причем в настоящее время материальная система Земли отнюдь не перешла в стадию рассеяния до сравнению со звездной стадией, когда это рассеяние было постоянным, и все же ведущим являлось сжатие. Эволюция Земли. как небесного тела, выражающаяся в ее уплотнении, еще далеко не закончилась, и ведущим является сжатие. Следовательно, фаза тектогенеза прежде всего выражается в скачке сжатии. Но те перь более, чем в звездную фазу, должно проявляться и рас ширение, как необходимый спутник сжатия. Борьба сжатия и расширения сопровождаются переменным их успехом, при ве дущем роли сжатия. Это--особенность диалектики геотектоники.

4.2 "Складчатость - как проявление сжатия, а не расширения" - М.А.Усов

Теория Тетяева, столь же односторонняя, как и контракционная теория, и ей пришлось выводить складчатость из расширения весьма искусственным способом. Процесс восхождения масс" в начале фазы тектогенеза всеобщ для всей Земли (274), но Он дифференцируется по основным структур ным ее формам. Неизвестно, почему это восхождение не приурочивается к геоантиклиналям, где в эволюционную эпоху происходило поднятие. Нет, восходящие массы лезут в геосинклинали, несмотря на то, что встречают здесь наибольшее сопротивление со стороны продолжающегося сжатия, ибо здесь происходило максимальное опускание. Под влиянием этого со противления осадочные толщи растекаются в сторону соседних платформ, давая складки и надвиги, при общем вспучивании в центральной части геосинклинали.

Эти рассуждения как будто основаны на анализе существую щих структур: в хорошо изученных складчатых зонах, действи тельно, наблюдается опрокидывание складок на платформу. с проявлением зоны „взаимоперехода"; главным образом, к центральной части складчатой зоны выходят более древние свиты.

Однако, все попытки Тетяева, как и некоторых его пред шественников, вывести складчатость из расширения являются неудачными. Во-первых, совершенно непонятно, почему восхож дение масс в начале фазы расширения приурочивается именно к геосинклиналям, где по автору предполагается, притом без всякого основания, наибольшее сжатие от предыдущей фазы эволюции. И совсем непонятен механизм превращения восходящего движения в складчатые перемещения по горизонтальному направлению.

Приуроченность сжатой складчатости к геосинклиналям совершенно естественна для теории сжатия. Опрокидывание скла док на платформу, при даже кольцевом расположении складчатой зоны, а также другие свойства этих основных структур и их взаимоотношение, развитые в ,,Геотектонике СССР", нисколько не противоречат образованию складчатости в резуль тате сжатия. Появление древних формаций среди складчатых зон обычно является результатом сложности процесса формирования этих ,зон, при отнесении древних формаций к промежуточным массивам" или к мегаантиклиналям.

4.3 Невозможность инверсии складчатых и волновых форм

Схематичность построения Тетяева, как причина неправильных выводов, имеющих большое принципиальное и практическое значение. Идея восхождения масс в геосинклиналях привела к выводу об инверсии синклинальных форт в антиклинальные и обратно. Это-превращение в морфологическую проти воположность, выворачивание себя на изнанку. Пример Донбасса и южной мегаантиклинали, противоречащий фактически инверсии форм.

Несомненная унаследованность складчатыми формами форм предыдущего волнового развития. Следовательно, складчатая зона есть мегасинклиналь, а геоантиклиналь есть мегаанти клиналь.

Поднятие мегасинклинали в результате складчатости, кроме последующего общего поднятия района. Ясное увеличение об щей мощности складчатой толщи, естественно расширяющейся вверх. Увеличение видимой мощности и формаций фундамента в результате проявления тангенциальных дизъюнктивов и слан цеватости истечения, при сохранении общего облика складчатой структуры. Противоречие вертикальной зональности склад чатых поясов, при крутом положении структур на глубине, воз можности проявления складчатости в результате расширения.

Заключение

В работе была исследована важная тема теория складкообразования в земной коре. Таким образом, есть основания думать, что каждый удачно выбранный «кусок» складчатой структуры, достаточно хорошо развита, но не слишком сложна, хорошо обнажена и повсюду доступна для наблюдений, может являться своеобразным эталоном, на котором нетрудно досконально изучить морфологические особенности всех присутствующих в его пределах складчатых структур и на этом основании сделать необходимые выводы о кинематике и динамике складкообразовательного процесса в широком смысле этого слова. Естественно, что выбранный район должен охватывать не часть, какой бы то ни было крупной складчатой структуры, а представлять собой по возможности структурно целое, законченное складчатое сооружение оптимального масштаба.

Заканчивая данную работу, можно сделать вывод, что проблема складкообразования в земной коре разрабатывалась в течение весьма длительного времени многими исследователями, которые шли различными путями и достигли в разные годы существенно различных результатов. Их совокупные усилия позволили в конце концов довольно близко подойти к решению поставленных задач.

Список литературы

1. Геотектоническая теория саморазвития материи Земли М.А. Усов. Том 60. 1939.

2. Гузь А.Н., Чехов В.Н. Задачи складкообразования в слоистой толще Земной коры//Прикл. механика.-43,№2 -2007. С. 3-43

3. Ержанов Ж.С. и др. Теория складкообразования в земной коре. - М.: Наука, 1975. - 239 с

4. Хаин В.Е. Общая геотектоника. М.: Недра, 1969.-479с

5. Чехов В.Н. Влияние упругих характеристик горных пород на процесс образования линейной складчатости в толще земной коры//Геоинформатика, №4.- 2005. С. 41-47

Размещено на Allbest.ru