Растяжении земной коры сбросы
У этого термина существуют и другие значения, см. Разрыв.
Геологический разлом, или разрыв — нарушение сплошности горных пород, без смещения (трещина) или со смещением пород по поверхности разрыва. Разломы доказывают относительное движение земных масс. Крупные разломы земной коры являются результатом сдвига тектонических плит на их стыках. В зонах активных разломов часто происходят землетрясения как результат выброса энергии во время быстрого скольжения вдоль линии разлома. Так как чаще всего разломы состоят не из единственной трещины или разрыва, а из структурной зоны однотипных тектонических деформаций, которые ассоциируются с плоскостью разлома, то такие зоны называют зонами разлома.
Две стороны невертикального разлома называют висячий бок и подошва (или лежачий бок) — по определению, первое происходит выше, а второе ниже линии разлома. Эта терминология пришла из горной промышленности.
Типы разломов[править | править код]
Геологические разломы делятся на три основные группы в зависимости от направления движения. Разлом, в котором основное направление движения происходит в вертикальной плоскости, называется разломом со смещением по падению; если в горизонтальной плоскости — то сдвигом. Если смещение происходит в обеих плоскостях, то такое смещение называется сбросо-сдвигом. В любом случае, наименование применяется к направлению движения разлома, а не к современной ориентации, которая могла быть изменена под действием местных либо региональных складок либо наклонов.
Разлом со смещением по падению[править | править код]
Разломы со смещением по падению делятся на сбросы, взбросы и надвиги. Сбросы происходят при растяжении земной коры, когда один блок земной коры (висячий бок) опускается относительно другого (подошвы). Участок земной коры, опущенный относительно окружающих участков сброса и находящийся между ними, называется грабеном. Если участок наоборот приподнят, то такой участок называют горстом. Сбросы регионального значения с небольшим углом называют срывом, либо отслаиванием. Взбросы происходят в обратном направлении — в них висячий бок движется наверх относительно подошвы, при этом угол наклона трещины превышает 45°. При взбросах земная кора сжимается. Ещё один вид разлома со смещением по падению — это надвиг, в нём движение происходит аналогично взбросу, но угол наклона трещины не превышает 45°. Надвиги обычно формируют скаты, рифты и складки. В результате образуются тектонические покровы и клиппы. Плоскостью разлома называется плоскость, вдоль которой происходит разрыв.
Сдвиги[править | править код]
При сдвиге стороны перемещаются друг относительно друга горизонтально (влево либо вправо). Отдельным[уточнить] видом сдвига является трансформный разлом.
Горные породы разломов[править | править код]
Все разломы имеют измеримую толщину, которую вычисляют по величине деформированных пород, по которым определяют слой земной коры, где произошёл разрыв, типу горных пород, подвергшихся деформации и присутствию в природе жидкостей минерализации. Разлом, проходящий через различные слои литосферы, будет иметь различные типы горных пород на линии разлома. Длительное смещение по падению приводит к накладыванию друг на друга пород с характеристиками разных уровней земной коры. Это особенно заметно в случаях срывов или крупных надвигов.
Основными типами горных пород при разломах («тектонитов») являются следующие:
- Катаклазит — порода, текстура которой обусловлена бесструктурным тонкозернистым веществом породы.
- Милонит — сланцевая метаморфическая горная порода, образовавшаяся при движении масс горных пород по поверхностям тектонических разрывов, при раздроблении, перетирании и сдавливании минералов исходных пород.
- Тектоническая брекчия — горная порода, состоящая из остроугольных, неокатанных обломков пород и соединяющего их цемента. Образуется в результате дробления и механического истирания горных пород в зонах разломов.
- Сбросовая грязь — несвязанная, богатая глиной мягкая порода, в добавление к ультрамелкозернистому катализиту, который может иметь плоский структурный рисунок и содержать < 30 % видимых фрагментов.
- Псевдотахилит — ультрамелкозернистая, стекловидная порода, обычно чёрного цвета.
Разломы часто являются геохимическими барьерами — поэтому к ним приурочены скопления твердых полезных ископаемых. Также они часто непреодолимы (из-за смещения горных пород) для рассолов, нефти и газа, что способствует формированию их ловушек — месторождений.
Индикация глубинных разломов[править | править код]
Расположение глубинных разломов определяется и картируется (картографируется) на поверхности Земли с использованием дешифрирования космических снимков, геофизических методов исследования — разнообразных видов сейсмического зондирования земной коры, магнитной съемки, гравиметрической съемки. Также часто применяются и геохимические методы — в частности, радоновая и гелиевая съемка.
Гелий, как продукт распада радиоактивных элементов, насыщающих верхний слой земной коры, просачивается по трещинам, поднимается в атмосферу, а затем в космическое пространство. Такие трещины и особенно места их пересечения, обладают высокими концентрациями гелия. Это явление было впервые установлено российским геофизиком И. Н. Яницким во время поисков урановых руд, признано как научное открытие и занесено в Государственный реестр открытий СССР под № 68 с приоритетом от 1968 г . в следующей формулировке: «Экспериментально установлена неизвестная ранее закономерность, заключающаяся в том, что распределение аномальных (повышенных) концентраций свободного подвижного гелия зависит от глубинных, в том числе рудоносных, разломов земной коры».[1]
См. также[править | править код]
- Тектоника плит
- Дислокации тектонические
- Гелиеметрия
- Обнажение (геология)
Примечания[править | править код]
Литература[править | править код]
- McKnight, Tom L; Hess, Darrel (2000). «The Internal Processes: Types of Faults», Physical Geography: A Landscape Appreciation. Upper Saddle River, NJ: Prentice Hall, pp. 416-7. ISBN 0-13-020263-0.
- Davis, George H.; Reynolds, Stephen J. (1996). «Folds», Structural Geology of Rocks and Regions. New York, John Wiley & Sons, pp. 372—424. ISBN 0-471-52621-5.
Ссылки[править | править код]
- Репин, А. Г. Разломы, линеаменты, дизпликаты севера Западной Сибири. (2005). Дата обращения 9 сентября 2012.
Источник
2.4. ТЕКТОНИЧЕСКОЕ ПОЛОЖЕНИЕ СБРОСОВ
Рис 2.17. Геологический разрез через Красное море (А) (Lowell, Genik, 1972) и этапы формирования рифтовой зоны океанического бассейна (Б) (Hatcher, 1990)
Рис. 2.18. Блок-диаграмма структуры растяжения типичного кордильерского комплекса метаморфического ядра (Сопеу, 1980)
А – фундамент, Б – зона срыва (детачмент), В – покров; а – древние метаосадочные породы, б – древний плутон, в – синдеформационный плутон, г – сланцеватость милонитов, д – линейность в милонитах, е – карбонатные тектониты, ж – кайнозойские осадочные и вулканические породы
Рис. 2.19. Три модели растяжения земной коры (Hatcher, 1990)
А – модель Вернике: асимметричный рифтинг с простым сдвигом, Б – модель чистого сдвига: симметричный рифтогенез и чистый сдвиг. В – модель расслаивания: асимметричный рифтинг с простым сдвигом и расслоением
Рис. 2.20. Блок-диаграмма района растяжения земной коры с формированием комплекса сбросов (Lister, Davis, 1989).
А – неглубокое расширение земной коры, сопровождающееся формированием хрупких сбросов. Нижняя кора утоняется и в ней происходят пластические деформации растяжение в мантии реализуется посредством пластичного перетекания вещества мантии. Направление падения сбросов симметрично центру района (модель чистого сдвига) Б – растяжение образуется при перемещении вдоль сбросового детачмента, который проникает через всю литосферу. В хрупкой верхней коре образуются чешуйчатые листрические сбросы. На глубине вдоль детачмента происходят пластические деформации. Растяжение в мантии реализуется посредством пластического перетекания вещества. Преобладают синтетические сбросы, направление падения которых совпадает с таковым детачмента (модель расслаивания)
Рис. 2.21. Геометрическая модель перемещения по листрическому сбросу, сопровождающемуся синтетическими сбросами (Twiss, Moores, 1992):
А – вращение блоков пород вдоль листрического сброса может сопровождаться формированием пакета синтетических разломов L и Т – первоначальные (додеформационные) длина и мощность отложений лежачего крыла; Б – после растяжения мелкие разломные блоки испытывают скольжение и вращение по системе синтетических сбросов, l и t – заключительная длина и осредненная мощность лежачего крыла. Первоначальная мощность Т, рассчитанная вкрест простирания слоистости, показана пунктирной линией на втором блоке слева
Рис. 2.22. Геометрические ограничения при построении поперечных разрезов (Twiss, Moores, 1992). Геометрически невозможный разрез через грабен (А). При восстановлении просевшего блока образуется брешь (Б), а при пододвигании правого блока для заполнения этой бреши образуется перекрытие (В)
Рис. 2.23. Геометрическая модель перемещения по листрическому сбросу, сопровождаемого формированием структур «ролловер» или антитетических разломов (Twiss, Moores, 1992):
А – блок земной коры с зарождающимся разломом. Длина L блока лежачего крыла остается постоянной. Б – перемещение блока в лежачем крыле на расстояние d параллельно горизонтальной части листрического сброса приводит к открытию в геологическом отношении нелепой бреши В – деформация в лежачем крыле сброса допускает контакт слоев пород вдоль плоскости сброса и приводит к формированию cтpуктуp «ролловер» (присдвиговому формированию складчатости). Длина L остается постоянной. В результате перемещения появляется проблема образования другой бреши в тылу лежачего крыла сброса Г – формирование антитетических разломов в лежачем крыле сброса позволяет уменьшить проблему образования бреши вдоль листрического сброса
Блоковое сбросообразование просходит в кратонных областях континентов. На платформах стабильных кратонов обнаружено немало грабенов, горстов и сбросов. Как правило, их формирование связано с процессами растяжения, проявленными при континентальном рифтогенезе. Примерами служат сбросы и грабены Вилюйского рифта в центральной части Сибирской платформы, образовавшиеся в результате среднепалеозойского континентального рифтогенеза. Кроме того, сбросы, распространенные в районах, не затронутых орогенезом, встречаются над соляными куполами, во впадинах прогибания и на участках гравитационного скольжения.
Соляные купола выдавливаются вверх сквозь мощную толщу горных пород. Образующиеся сбросы вызываются вертикальным движением апикальных частей соляных ядер. Это движение и создает купольную структуру в перекрывающих отложениях. В процессе образования структуры слои перекрывающих купол пород растягиваются, что приводит к формированию трещин и сбросов. Самая распространенная структура над соляными куполами – это сложный грабен. От основного грабена с одного или двух его концов отходят расщепления, а вдоль главных разломов протягиваются ступенчатые сбросы. Системы сбросов на сводовых поднятиях аналогичны сбросам над соляными куполами.
Сбросы развиваются на некоторых надвиговых покровах вдоль фронтов, где покров приобретает форму свода. Фронтальный край надвига испытывает растяжение в направлении, перпендикулярном направлению его перемещения, в результате чего образуются секущие надвиговый покров сбросы.
Сбросообразование характерно для дивергентных границ литосферных плит. Основными структурами здесь являются грабены и сбросы. В качестве примеров можно назвать грабены Исландии, ориентированные параллельно Срединно-Атлантическому хребту, рифтовые долины Восточной Африки и Красного моря (рис. 2.17,А), маркирующие раздвигание между Африканской и Аравийской литосферными плитами. Целый ряд грабенообразных долин, ограниченных сбросами, установлен сейсмопрофилированием через системы подводных хребтов и на их шельфовых продолжениях. На рис. 2.17,Б показаны этапы формирования океанической рифтовой зоны. На начальных этапах раскола континентов в режиме растяжения происходит активное сбросообразование.
Сбросообразование определено и в орогенных поясах. Сбросы составляют значительную часть общего структурного плана Кордильерского пояса на западе США. Здесь развиты так называемые комплексы метаморфических ядер (КМЯ) – изолированные поднятия куполовидной или аркообразной формы, аномально деформированных метаморфических или интрузивных комплексов, тектонически перекрытых неметаморфизованными породами – сравнительно новый тип геологических объектов, выделенный в начале 80-х гг. в Североамериканских Кордильерах (Скляров и др., 1997). Они образуют непрерывный пояс, протягиваюшийся от юга Канады до севера Мексики. В Забайкалье КМЯ образуют узкий линейный пояс северо-восточного простирания протяженностью около 1000 км. Несмотря на существующие различия в составе КМЯ и общей геологической обстановке их проявления, обнаруживается отчетливое сходство в их строении и структуре. В каждом КМЯ выделяются три главных структурных элемента, или комплекса (рис. 2.18): нижний с пластичным стилем деформаций (нередко для характеристики этого комплекса употребляется термин «фундамент», или «нижняя пластина»), верхний, характеризующийся хрупкими разрывами (для этого комплекса используются термины «покров», или «верхняя пластина»), и зона главного срыва – детачмент, разделяющая вышеотмеченные комплексы. КМЯ характеризуются некоторой асимметрией: падение одного из флангов более крутое. Топографически комплексы метаморфических ядер слагают наиболее высокие хребты или поднятия в регионах распространения. Формирование КМЯ связано с процессами континентального растяжения в тылу зоны субдукции. Существует несколько моделей формирования КМЯ (рис. 2.19).
Модель Б. Вернике, основанная на палинспастических реконструкциях в Провинции Бассейнов и Хребтов (США), показывает, что вследствие процессов растяжения возникает полого падающий сброс, проникающий в средние и нижние части коры и даже в мантию (рис. 2.19). На глубине (5 км и более) зона срыва характеризуется только пластичными деформациями и представлена разнообразными милонитами и бластомилонитами по породам как верхней, так и нижней пластин. Над этой зоной развиваются сбросы с довольно крутым падением, противоположным падению главного срыва, или листрического типа, ограничивающие достаточно крупные блоки (рис. 2.19). В приповерхностных частях срыва реализуются только хрупкие деформации – главная пологая зона и серия крутых сбросов над ней. Падение этих сбросов совпадает с падением главного срыва и подчеркивает общую кинематическую картину процессов растяжения (Скляров и др 1997). При развитии процессов растяжения и перемещения верхней пластины по главному срыву крутые сбросы (в верхней пластине) в зоне приближения главного срыва к поверхности будут выполаживаться, образуя так называемые структуры «домино» (рис. 2.19). В процессе продолжающегося смещения по главному срыву породы (рис. 2.19), первоначально расположенные на одинаковых глубинах, но разделяемые зоной срыва, смещаются относительно друг друга, и в конце концов породы нижней пластины будут выведены на близповерхностные горизонты. Эта часть нижней пластины испытывает изгиб в результате изостатического всплывания и последующей эрозии, и породы, первоначально находившиеся на значительных глубинах и испытавшие там деформацию, будут выведены на поверхность. При этом они отделяются от хрупко деформированных толщ верхнего уровня пологим срывом. В качестве фактора, обусловливающего процессы растяжения, предполагается астеносферный апвеллинг (подъем), с которым связываются прогрев коры и ее термальное ослабление.
Модель чистого сдвига и расслоения земной коры (рис. 2.20,А) отличается от модели Вернике (рис. 2.20,Б), которая предусматривает деформации по механизму «простого» сдвига (simple shear) и смещения по единой пологой структуре, проникающей в глубокие уровни земной коры. Т.е. комплексы метаморфических ядер, обнажающиеся в современном эрозионном срезе, являются фрагментами средней и нижней коры, которые по пологому сбросу были выдвинуты на более высоки уровни. Принципиальные различия двух ведущих механизмов растяжения по типу «чистого» сдвига (pure shear) и «простого» сдвига продемонстрированы на рис. 2.20. (Важно не путать термин «сдвиг» (shear) описывающий физический характер деформации, с термином «сдвиг» (strike-slip) в значении «крутой разлом с горизонтальными перемещениями вдоль него», описание которого будет приведено в гл. 3).
Таким образом, предполагается, что при континентальном растяжении формируется достаточно узкая пологая зона глубинного срыва детачмента, по которой на поверхность выводятся нижележащие части земной коры. Однако происхождение этой зоны, кинематика, механизмы структурообразования в ней и примыкающих блоках разными авторами трактуются неоднозначно. Пологопадающие зоны глубинного срыва секут практически все более ранние структуры, и те, которые наблюдаются в настоящее время, являются самыми молодыми разломами. При этом хрупкие деформации в верхних пластинах КМЯ весьма контрастно отличаются от тех, которые наблюдаются в нижней пластине, где преобладают интенсивные пластичные деформации.
Через сбросовые структуры возможно строить сбалансированные разрезы, используя те же принципы и методы, что и для надвиговых зон (см. гл. 1). На рис. 2.21 показаны геометрическая модель лнстрического сброса и параметры расчета перемещений. Измерение длины слоев в каждом сбросовом блоке и знание положения детачмента (по буровым или структурным данным) позволяет вычислить величину растяжения и реконструировать положение слоев в их додеформационное состояние. Основные принципы возможного геометрического построения сбалансированных разрезов через сбросовые структуры показаны на рис. 2.22 и 2.23.
Источник
Тектонические движения земной коры. Складки, трещины и разрывы в земной коре.
1.Подвижность земной коры в значительной степени зависит от характера ее тектонических структур. Наиболее крупными структурами являются платформы и геосинклинали. Платформы относятся к устойчивым, жестким, малоподвижным структура. Им свойственны выровненные формы рельефа .Снизу они состоят из жесткого неподдающегося складчатости участка земной коры, над которым горизонтально залегает толща ненарушенных осадочных пород. Типичным примером древних платформ служат Русская и Сибирская. Платформам свойственны спокойные, медленные движения вертикального характера. В противоположность платформам геосинклинали представляют собой подвижные участки земной коры. Располагаются они между платформами и представляют собой как их подвижные сочленения. Для геосинклиналей характерны разнообразные тектонические движения, вулканизм сейсмические явления. В зоне геосинклиналей происходит интенсивное накопление мощных толщ осадочных пород.
Тектонические движения земной коры можно разделить на 3 основных типа:
1)Колебательные, выражающиеся в медленных поднятиях и опусканиях отдельных участков земной коры и приводящие к образованию крупных поднятий и прогибов .2)Складчатые, обусловливающие смятие горизонтальных слоев земной коры и складки,3)Разрывные, приводящие к разрывам слоев и массивов горных пород.
2.Складчатые тектонические движения, обусловливающие смятие слоев земной коры в складки. Они выводят пласты из горизонтального положения, придают наклон или сминают в складки. Возникают складчатые дислокации. Все виды складчатых дислокаций образуются без разрыва сплошности слоев (пластов). Основными являются моноклиналь, флексура и складка;
— моноклиналь – самая простая форма нарушения первоначального залегания пород, выражается в наклоне всех слоев в одну сторону.
— флексура – коленоподобная складка, образующаяся при смещении одной части толщи пород относительно другой без разрыва сплошности;
— складка – волнообразный изгиб слоев. Среди них выделяют: антиклиналь – складка, обращенная своей вершиной вверх и синклиналь — с вершиной, обращенной вниз. Бока складки называют крыльями, вершину – замком, а внутреннюю часть складки – ядром.
3.Разрывные тектонические движения приводят к тектоническим разрывам слоев и массивов горных пород. Смещение происходит по плоскости разрыва, которая проявляется в виде трещины. Амплитуда смещения бывает различной (от см до км). К ним относятся сбросы, взбросы, горсты, грабены и надвиги:
— сбросы образуются в результате опускания одной части толщи относительно другой. Сбросы образуются в условиях растяжения земной коры. Если при разрыве происходит поднятие, то образуются взбросы. Иногда на одном участке образуется несколько разрывов. В этом случае возникают ступенчатые сбросы (или взбросы);
— грабен возникает, когда участок земной коры опускается между двумя крупными разрывами. Таким путем образовалось озеро Байкал;
— горст – форма обратная грабену;
— надвиг в отличие от предыдущих форм разрывных дислокаций возникает при смещении толщ в горизонтальной или сравнительно наклонной плоскости. В результате надвига молодые отложения могут быть сверху перекрыты породами более древнего возраста.
Элементы залегания пластов. При изучении инженерно-геологических условий строительных площадок необходимо устанавливать пространственное расположение пластов. Для определения положения пласта в пространстве нужно знать его элементы залегания – азимуты простирания и падения, угол падения. Определение положения слоев (пластов) в пространстве позволяет решать вопросы глубины, мощности и характера их залегания, дает возможность выбирать слои в качестве оснований сооружений, оценивать запасы подземных вод и т.д.
Сейсмические явления: землетрясение и цунами. Магнитуда и бальность землетрясения
1.Сейсмические движения — проявляются в виде упругих колебаний земной коры. Присущи районам геосинклиналей, где активно действуют современные горообразовательные процессы, а также зонам субдукции и обдукции.
Очаг зарождения сейсмических волн называют гипоцентром. По глубине залегания гипоцентра различают землетрясения: поверхностные: от 1 до 10 км глубины, коровые – 30-50 км и глубокие (плутонические) – от 100-300 до 700 км. От гипоцентра во все стороны расходятся сейсмические волны, по своей природе являющиеся упругими колебаниями. Различают продольные и поперечные сейсмические волны. Продольные волны вызывают растяжение и сжатие пород в направлении их движения. Они распространяются во всех средах – твердых, жидких и газообразных. Поперечные колебания перпендикулярны продольным, распространяются только в твердой среде и вызывают в породах деформации сдвига.
Непосредственно над гипоцентром на поверхности земли располагается эпицентр. На этом участке сотрясение поверхности происходит в первую очередь и с наибольшей силой. На поверхности земли от эпицентра во все стороны расходятся поверхностные волны, по природе они являются волнами тяжести (подобно морским валам).
Землетрясение — подземные толчки и колебания земной поверхности, возникающие в результате внезапных смещений и разрывов в земной коре и верхней мантии и передающиеся на большие расстояния.
Цунами — длинные волны, порождаемые мощным воздействием на всю толщу воды в океане или другом водоёме. Причиной большинства цунами являются подводные землетрясения, во время которых происходит резкое смещение (поднятие или опускание) участка морского дна. Цунами образуются при землетрясении любой силы, но большой силы достигают те, которые возникают из-за сильных землетрясений (с магнитудой более 7). В результате землетрясения распространяется несколько волн.
2.За землетрясениями ведут постоянные наблюдения при помощи специальных — сейсмографов, которые позволяют качественно и количественно оценивать силу землетрясений.
Сейсмические шкалы используют для оценки интенсивности колебанийна поверхности Земли при Землетрясениях в баллах.
Балльность по шкале MSK-64 устанавливается:1)по поведению людей и предметов (от 2 до 9 баллов) 2)по степени повреждения или разрушения зданий и сооружений (от 6 до 10 баллов) 3)по сейсмическим деформациям и возникновению других природных процессов и явлений (от 7 до 12 баллов)
По шкале магнитуд(М)(шкала Рихтера) определяется магнитуда любого землетрясения как десятичный логарифм максимальной амплитуды сейсмической волны, записанной стандартным сейсмографом на расстоянии 100 км от эпицентра.
Магнитуда — расчетная величина, относительная характеристика сейсмического очага, не зависящая от места расположения записывающей станции. Используется для оценки общей энергии, выделявшейся в очаге.
Интенсивность проявления землетрясений на поверхности Земли определяется по шкалам сейсмической интенсивности и оценивается в условных единицах-баллах. Балльность (I) является функцией магнитуды(М), глубины очага (h) и расстояния от рассматриваемой точки до эпицентра (L):I=1,5M+3,5Lg*((L**2+h**2)**1/2)+3
Сейсмическое районирование и микрорайонирование
Сейсмическое районирование
1) выделение областей, районов или отдельных участков местности на поверхности Земли по степени потенциальной сейсмической опасности, осуществляемое на базе комплексного анализа геологических и геофизических данных;
2) картографирование сейсмической опасности, основанное на идентификации зон возникновения очагов землетрясений и изучении сейсмического эффекта, создаваемого ими на земной поверхности.
Сейсмическое микрорайонирование – уточнение максимально возможной интенсивности сотрясения отдельных участков при землетрясении на основе карты сейсмического районирования с учетом местных инженерно-геологических условий. Балльность участка может на 1-2 балла отличаться от балльности района.
Тектонические движения земной коры. Складки, трещины и разрывы в земной коре.
1.Подвижность земной коры в значительной степени зависит от характера ее тектонических структур. Наиболее крупными структурами являются платформы и геосинклинали. Платформы относятся к устойчивым, жестким, малоподвижным структура. Им свойственны выровненные формы рельефа .Снизу они состоят из жесткого неподдающегося складчатости участка земной коры, над которым горизонтально залегает толща ненарушенных осадочных пород. Типичным примером древних платформ служат Русская и Сибирская. Платформам свойственны спокойные, медленные движения вертикального характера. В противоположность платформам геосинклинали представляют собой подвижные участки земной коры. Располагаются они между платформами и представляют собой как их подвижные сочленения. Для геосинклиналей характерны разнообразные тектонические движения, вулканизм сейсмические явления. В зоне геосинклиналей происходит интенсивное накопление мощных толщ осадочных пород.
Тектонические движения земной коры можно разделить на 3 основных типа:
1)Колебательные, выражающиеся в медленных поднятиях и опусканиях отдельных участков земной коры и приводящие к образованию крупных поднятий и прогибов .2)Складчатые, обусловливающие смятие горизонтальных слоев земной коры и складки,3)Разрывные, приводящие к разрывам слоев и массивов горных пород.
2.Складчатые тектонические движения, обусловливающие смятие слоев земной коры в складки. Они выводят пласты из горизонтального положения, придают наклон или сминают в складки. Возникают складчатые дислокации. Все виды складчатых дислокаций образуются без разрыва сплошности слоев (пластов). Основными являются моноклиналь, флексура и складка;
— моноклиналь – самая простая форма нарушения первоначального залегания пород, выражается в наклоне всех слоев в одну сторону.
— флексура – коленоподобная складка, образующаяся при смещении одной части толщи пород относительно другой без разрыва сплошности;
— складка – волнообразный изгиб слоев. Среди них выделяют: антиклиналь – складка, обращенная своей вершиной вверх и синклиналь — с вершиной, обращенной вниз. Бока складки называют крыльями, вершину – замком, а внутреннюю часть складки – ядром.
3.Разрывные тектонические движения приводят к тектоническим разрывам слоев и массивов горных пород. Смещение происходит по плоскости разрыва, которая проявляется в виде трещины. Амплитуда смещения бывает различной (от см до км). К ним относятся сбросы, взбросы, горсты, грабены и надвиги:
— сбросы образуются в результате опускания одной части толщи относительно другой. Сбросы образуются в условиях растяжения земной коры. Если при разрыве происходит поднятие, то образуются взбросы. Иногда на одном участке образуется несколько разрывов. В этом случае возникают ступенчатые сбросы (или взбросы);
— грабен возникает, когда участок земной коры опускается между двумя крупными разрывами. Таким путем образовалось озеро Байкал;
— горст – форма обратная грабену;
— надвиг в отличие от предыдущих форм разрывных дислокаций возникает при смещении толщ в горизонтальной или сравнительно наклонной плоскости. В результате надвига молодые отложения могут быть сверху перекрыты породами более древнего возраста.
Элементы залегания пластов. При изучении инженерно-геологических условий строительных площадок необходимо устанавливать пространственное расположение пластов. Для определения положения пласта в пространстве нужно знать его элементы залегания – азимуты простирания и падения, угол падения. Определение положения слоев (пластов) в пространстве позволяет решать вопросы глубины, мощности и характера их залегания, дает возможность выбирать слои в качестве оснований сооружений, оценивать запасы подземных вод и т.д.
Источник