Геологічні структури, тектонічні рухи

Вступ



Під впливом внутрішніх та зовнішніх геологічних сил земна кора та поверхня Землі безупинно змінюються. Взаємодія цих сил відбувається протягом усієї історії земної кори і є однією із діалектичних рис її розвитку. Про безупинний рух земної кори і в наші дні свідчать землетруси, діючі вулкани, наступ моря, підняття материків тощо. Геологічна наука, яка вивчає рух земної кори та геологічні процеси, що змінюють склад, будову та вигляд Землі, називається динамічною геологією.

Природні геологічні процеси поділяються на дві великі групи: ендогенні (грецьк. "ентос" - внутрішньо), що породжуються внутрішніми силами, та екзогенні (грецьк. "ексо" - зовні), обумовлені зовнішніми силами. До ендогенних, процесів відносяться: магнетизм, вулканізм та тектонічний рух. До екзогенних: вивітрювання, геологічна діяльність водних потоків, вітру, льодовиків та ін.




Геологічні структури і фактори їх утворення



Тектонічні процеси, що відбуваються протягом усієї історії Землі, призводять до формування окремих геологічних структур. У земній корі виділяють два основних види структур: платформи та геосинклиналі.

П л а т ф о р м и (фр. "плат" - плоский, "форм" – форма) - прадавні ділянки земної кори, які сформувались дуже давно, в криптозойський мегацикл. Складчасті процеси у них пройшли в цей же період і в подальшому не спостерігались. У фанерозої вони зазнавали і зараз зазнають тільки коливального руху.





Рисунок 6.5 - Диз'юнктивні порушення:

а - скид; б - насув; в - грабен; г - горст; 1 - зміщувач;

2 - лежаче крило; 3 - висяче крило; Н - амплітуда скиду

Платформи складаються з двох ярусів: кристалічного фундаменту з магматичних та метаморфічних порід, розбитих тріщинами, скидами, зібраними в складки, а зверху перекриті, з великою кутовою розбіжністю, товщею осадових гірських порід з майже горизонтальним заляганням шарів потужністю до кількох десятків метрів.

Відповідно до однієї із гіпотез на початку формування земної кори, коли ще були відсутні платформи і геосинклиналі, виникали численні куполоподібні підняття. У кінці архейської та на початку протерозойської ери проявились прадавні складчасті рухи, що призвели до утворення перших платформ, які одержали назву прадавніх (рис. 6.6).

Нерідко породи фундаменту виходять на земну поверхню. Такі ділянки платформ з одноярусною будовою називаються щитами.





Рисунок 6.6 - Прадавні платформи та області байкальської складчастості:

1 - прадавні платформі; 2 - області байкальскої складчастості.

Платформи: І - Східно-Європейська; П - Сибірська; Ш - Північно-Китайська; ІV - Південно-Китайська; V - Австралійська; VІ - Індостанська; VІІ - Африканська; VШ - Південно-Американська; IX - Північно-Американська; X - Східно-Антарктична



Це такі щити, як Український та Балтійський Східно-Європейської платформи, Алданский Сибірської платформи та ін.

Г е о с и н к л и н а л і - величезні за довжиною і шириною вигини в земній корі, які є найбільш рухомими зонами. Виділяють чотири стадії їх утворення.

1. Стадія початкового занурення, яка характеризується послідовним розширенням амплітуди або області вигину. В опускання утягуються усе нові та нові ділянки суші.

2. Передорогенна (грецьк. "орос" – гора) стадія - утворення морського басейну і накопичення осадового матеріалу, потужність якого досягає інколи 10 - 15 км.

3. Раннєорогенна стадія - початок загального підняття, з'єднання внутрішніх підняттів в єдине крупне складчасте підняття, яке складається із пучків антиклинальних та синклинальних складок.

4. Власне орогенна стадія - формування системи високих гірських хребтів, розділених глибокими міжгірськими дислокаціями. На цій же стадії відбувається руйнування гірських порід вивітрюванням. Яскравим прикладом такого процесу е Уральський гірський хребет, який сформувався у пермському періоді (240 млн. р. тому).

На сьогодні на земній кулі нараховується шість геосинклинальних поясів (рис. 6.6).

Геосинклинального типу вигини утворюються і на платформах. Частіше за все вони невеликих розмірів (довжина - декілька сотен кілометрів, ширина - 150-200 км) і приурочені до крайових частин платформ. Прикладом такого вигину е Дніпрово-Донецька западина, яка утворилася на крайовій частині Східно-Європейської платформи у другій половині палеозойської ери.

Тектонічну історію Землі розділяють на ряд тектонічних циклів, які одержали назви в залежності від назви місцевості, де найбільше проявились процеси гороутворення.

Байкальський цикл, у якому виділяють дві епохи: ранньобайкальську, яка завершилась у венді (протерозой, 600 млн. р. тому), та пізньо-байкальську, яка закінчилась у середньому кембрії (палеозой, 540 млн. р. тому). Гірські складчасті системи цього циклу в результаті вивітрювання у значній мірі зруйновані та знівельовані.

Каледонський цикл (Каледонія - давня назва Шотландії). Цикл розпочався в середньому кембрії і завершився в кінці силура - на початку девона (біля 400 млн. р. тому). Він викликав суттєву перебудову структури земної кори на значних ділянках геосинклинальних областей. До каледонідів відносяться гори Шотландії, Норвегії, Північної Америки, західна частина Казахстану, північний Тянь-Шань та ін.

	Герцинський (Герпинія - староримська назва гір Гарца у Німеччині) цикл розпочався у середньому девоні і закінчився у пермському періоді (240 млн. р. тому). У цьому циклі особливо інтенсивно проявилось гороутворення в Антлантичному,  Середземноморському  та  Урало – Монгольському

	геосинклинальних поясах. До герцинідів відносяться Урал, Алтай, південний Тянь-Шань, гори Монголії, східного узбережжя Австралії та ін.

Альпійський цикл розпочався з середини мезозою (150 млн. р. тому) і продовжується до цього часу. Гори цього циклу обрамовують Тихий океан, а також протягуються в широтному напрямку від Атлантичного океану до Тихого уздовж південних окраїн Європи та Азії: Альпи, Карпати, Крим, Кавказ, Памір, Кордільєри та ін. Молоді гори альпійського циклу підіймаються на висоту до 8,5 км і більше на відміну від каледонідів (1,5 км) та герцинідів (2,5км).



Тектонічні рухи і їх наслідки

	

Обговорюючи проблему тектонічних рухів, не можна обійти мовчанням причини й механізм руху літосферних плит, який є, напевно, найбільш масштабним в історії розвитку тектоносфери. Ідея про рух літосферних плит є основною в мобілістській концепції і ґрунтується на двох найважливіших постулатах: це тектонічна розшарованість літосфери і переважання в ній горизонтальних переміщень мас.

Зокрема, тектоніка плит як один з різновидів мобілізму, виходить з того, що літосферні плити розсуваються в осьових частинах рифтових поясів або зон спредінгу (де відбувається формування нової кори океанічного типу), в зонах субдукції підсуваються одна під одну з перетворенням океанічної кори в континентальну, а в зонах колізії стикаються, даючи початок колосальним гірським спорудам типу Гімалаїв.

В основі цих поглядів лежить уявлення про те, що рухомі плити є жорсткими на всю товщину літосфери, яка підстилається астеносферним шаром із зниженими в’язкістю і щільністю.

Саме по ньому, а точніше під впливом конвективного руху його потоків, і рухаються плити.

Однак, останнім часом з’явилися дані, котрі дають підстави припускати, що таких гігантських суцільних і жорстких літосферних плит, які визначаються новою глобальною тектонікою, немає.

Навпаки, спостерігається різка вертикальна й особливо горизонтальна розшарованість літосфери, що виражається в наявності численних горизонтальних, похилих і вертикальних рухливих зон, за якими її окремі частини або “літопластини”, котрі розділені шарами із зниженою в’язкістю і щільністю (своєрідними хвилеводами або астеношарами), рухаються диференційовано.

Найважливішим геологічним доказом тектонічної розшарованості літосфери є виявлені в складчастих областях сучасних континентів масштабні зірвані покриви – великі й потужні пластини гірських порід, які були переміщені вздовж похилих, іноді субгоризонтальних поверхонь на значну відстань від місць їх первинного розташування. Їх звичайно поділяють на зриви всередині осадочного чохла, зриви вздовж границь осадового чохла і кристалічного фундаменту і зриви всередині останнього.

Уперше такі покриви були описані в Альпах, потім – у складі практично всіх складчастих споруд світу. Їх характерною рисою є нагромадження одна на одну, багаторазове повторення розрізів. Відомі і гранітогнейсові алохтони, які виникали внаслідок зриву частини гранітного шару.

Раніше вони вважалися серединними кристалічними масивами. Іноді по площині шар’яжів на земну поверхню виводяться і глибинніші маси нижньої частини кори, які не мають коріння: плагіогнейси, грануліти, високометаморфізовані габроїди, ультрабазити.

Переміщеними останцями давньої океанічної кори є глибоко метаморфізовані офіолітові комплекси, які були виявлені в багатьох рухомих поясах сучасних континентів.

Вони є показниками зривів на рівні підошви земної кори та у верхній мантії.

Зірвані покриви такого типу описані на Уралі, в Альпах, на північному сході і південному заході Азії, в Кордільерах Північної Америки тощо. Більшість таких покривів утворилася завдяки процесу перетворення океанічної кори в континентальну в зонах взаємодії літосферних плит і подальших деформацій континентальної кори.

Є дані про те, що розсування давньої океанічної кори відбувалося автономно від верхньої мантії: зокрема, комплекс паралельних дайок часто зустрічається у нижній габро-ультрабазитовій частині давньої кори, але практично відсутній у підстилаючому дуніт-гарцбургітовому шарі верхньої мантії. Як правило, відрізняються і характер їх складчастості.
Давні зони зривів і горизонтальних переміщень (астеношари) зараз частково виведені на земну поверхню і можуть вивчатися безпосередніми геологічними методами.

Сучасні зони горизонтальних зривів звичайно приховані на глибині і можуть бути виявлені й вивчені лише непрямими, насамперед геофізичними методами (сейсмічність, зміна величини теплового потоку та ін.).

У результаті комплексного дослідження й аналізу був виявлений ряд таких зон. Як з’ясувалося, їх активність і особливості розташування можуть бути різними на різних глибинах, що вказує на певну автономність розвитку різних шарів літосфери на сучасному етапі.

Так, наприклад, з активною системою правих зсувів північно-західного (ПЗ) напрямку глибинного розлому Сан-Андреас, яка протягається вздовж західного узбережжя Північної Америки більше ніж на 1000 км, пов’язана система лівих зсувів, насувів і стиснутих складок системи Поперечних хребтів північно-східного (ПС) напряму і система субмеридіональних скидів, горстів і грабенів провінції Басейнів і Хребтів.

Вони розвиваються в динамічній єдності і становлять собою типову для континентів асоціацію, порушують верхній шар земної кори потужністю 15-20 км, але глибше не продовжуються. Є дані про те, що під цим глибинним розломом субширотна верхньомантійна зона високих швидкостей проходження сейсмічних хвиль не зазнає зміщення.

Ізотопний аналіз газів і значення теплового потоку зони Сан-Андреас також вказують на відсутність його прямого зв’язку з верхньою мантією. Головна ж зона глибинних деформацій новітнього тектонічного розвитку спостерігається за 300-400 км східніше від розлому Сан-Андреас.

Вона пов’язана з підняттям астеносфери в районі Великого Басейну і представлена системами відносного розтягнення і зсуву, які підходять один до одного практично під прямими кутами. Такі системи характерні для серединно-океанічних хребтів (рифтово-трансформні розломи).

Таким чином, у структурі Кордільєрської частини Північної Америки головні новітні розривні структури верхньої частини кори і глибинних зон літосфери роз’єднані просторово і, більше того, є різними за походженням і належать в одному випадку до континентальної, а в іншому – до океанічної структурних асоціацій.

Глибинні розломи і їх роль у тепломасопереносі і речовини у земній корі

геологічний кора тектонічний

Серед численних розривів, що пронизують земну кору, особлива роль належить регіональним розривним структурам, які мають велику протяжність, значну глибину проникнення і характеризуються тривалим розвитком.

Вони виділяються під назвою глибинних розломів (термін запропонований О.В.Пейве у 1945 р.). На земній поверхні глибинні розломи виражені потужними зонами тріщинуватості, розсланцювання, дроблення, мілонітизації, складчастості; вони часто супроводжуються проявами інтрузивного й ефузивного магматизму, інтенсивним метаморфізмом; в рельєфі звичайно виділяються випрямленими ділянками долин рік і морського узбережжя, обривистими схилами гір.

Вони виразно виділяються на космічних знімках як протяжні лінеаменти.

В геофізичних полях виражаються у вигляді градієнтних зон сили тяжіння, смуг згасання сейсмічних хвиль, лінійних аномалій магнітного й електричного полів. З сучасними глибинними розломами пов’язані значні численні землетруси і підвищений тепловий потік.

Вони контролюють розміщення активних структур земної кори, часто є границями великих структурних елементів геосинкліналей, рухливих зон, континентів і океанів. Нарешті, вони контролюють розміщення різноманітних типів корисних копалин, металічних і неметалічних, а також вуглеводнів.

Цим визначається геологічне значення і необхідність детального вивчення глибинних розломів.

На відміну від поверхневих структур глибинні розломи утворюють потужні зони завширшки від кілометрів до десятків кілометрів.

Наприклад, Головний Уральський розлом має ширину від 5 до 20 км, Центральний Сіхоте-Алінський – 10-20 км, Джалаїр-Найманський розлом у Казахстані досягає ширини 60 км. Свідченням глибинності таких розломів є та обставина, що до їх зон часто приурочені продукти магматизму, у тому числі інтрузії основного й ультраосновного складу, а також вулканічні пояси і ланцюги вулканів, наприклад, девонський Центрально-Казахстанський вулканічний пояс, крейдовий Охотсько-Чукотський і крейдово-палеогеновий Східно-Сіхоте-Алінський пояси, ланцюги сучасних вулканів Камчатки й Анд.

Вздовж Головного Уральського розлому широко розвинені вузькі лінзоподібні в плані інтрузії серпентинізованих гіпербазитів, які круто занурюються на глибину.

Вважається, що вони становлять собою протрузії, які були витиснуті по ослаблених поверхнях з нижніх зон земної кори і верхньої мантії. Інтрузії гранітоїдів у зонах розломів звичайно приурочені до щілиноподібних зон розтягнення, які заповнювалися магматичними розплавами під час руху до поверхні Землі.

Глибинні розломи дуже часто характеризуються тривалістю розвитку. Так, Таласо-Ферганський розлом функціонував уже в пізньому докембрії і ранньому палеозої і був активним в усі подальші геологічні епохи.

Він добре виражається в сучасному рельєфі. Таким чином, час його активності складає 600 млн. років. Інші глибинні розломи, активні донедавна, як правило, також яскраво виражені в сучасному рельєфі, наприклад, Таласо-Ферганський розлом або Головний Копетдазький розлом.

Однак, давні розломи можуть бути перекриті чохлом пухких відкладів і не проявлятися на поверхні Землі.

Насамперед це відноситься до сучасних плит, де давній фундамент перекритий потужними товщами молодих осадків, наприклад, обмеження Дніпрово-Донецької западини. У той же час у відслонених частинах давніх платформ давні глибинні розломи нерідко добре розпізнаються і проявлені навіть у формах сучасного рельєфу.

Для вивчення глибинних розломів величезну роль відіграють геофізичні дані. У зонах розломів відбувається стрибкоподібна зміна практично всіх фізичних властивостей гірських порід, що проявляється в наявності різних геофізичних аномалій часто видовженої вздовж простягання розлому форми.

Так, у магнітних полях такі розломи відбиваються лінійними аномаліях Т значної протяжності, ланцюжками вузьких позитивних аномалій магнітного поля, зміною простягання осей і форми магнітних аномалій. У гравітаційному полі глибинним розломам також відповідають вузькі зони g чи так звані гравітаційні ступені, вузькі зони підвищених градієнтів  протяжні позитивні аномалії поля сили тяжіння, поля змінного знаку, розворот і зміна форми гравітаційних полів.

На профілях ГСЗ в зонах глибинних розломів відбувається зміщення опорних геофізичних горизонтів, а також, як вважається, підошви земної кори, поверхні консолідованої кори, а також основних шарів всередині кори. В окремих випадках зміщення границі М досягає 10-20 км.

Глибинні розломи яскраво виділяються за місцезнаходженням сейсмофокальних поверхонь і розташуванням гіпоцентрів землетрусів, особливо глибокофокусних. За цією ознакою можна визначати характеристику зони глибинного розлому на глибині (вертикальна, похила й ін.). У ряді випадків за розміщенням гіпоцентрів землетрусів і за іншими геофізичними параметрами можна зробити висновок про наявність на глибині субгоризонтальних зон глибинних розломів, своєрідних сейсмічних хвилеводів, з якими, зокрема, пов’язана неоднорідність будови земної кори і мантії.
Особливо значні зміщення відбуваються по зонах глибинних розломів зсувової природи. Вони досягають десятків і сотень кілометрів, що встановлюється завдяки зміщенню структурно-формаційних зон складчастих поясів. Рухи по зоні глибинного розлому можуть бути неоднорідні за її простяганням і падінням, згасати або навпаки активізуватися, іноді змінювати знак. Крім того, глибинні розломи часто супроводжуються серією структур, які їх оперяють, різноманітної орієнтації і кінематичної характеристики. Так, для зсувів особливо характерні скиди і тріщини відриву, які їх оперяють, локалізовані в зонах розтягнення, насуви і складчастість в зонах стиснення. Часто з глибинними розломами пов’язані так звані прирозломні прогини, які примикають до розлому, наприклад, Ферганський прогин в зоні Таласо-Ферганського розлому. 

Глибинні розломи відігравали важливу роль у формуванні різноманітних типів корисних копалин.

По-перше, як зони підвищеної проникності, вони були шляхами проникнення рудоносних магматичних і гідротермальних розчинів. Більше того, як структури з відносно зниженим тиском, вони ніби всмоктували розчини, сприяючи їх переміщенню.

Рухаючись, гідротермальні розчини взаємодіяли з навколишніми породами, спричиняли їх метасоматичні перетворення, а часто і вилучали з бокових порід корисні компоненти, наприклад, олово, вольфрам, молібден.

Це призводило до формування спеціалізованих розчинів, насичених тим чи іншим рудним компонентом або їх групою.

По-друге, в зонах впливу глибинних розломів формувалися структури, сприятливі для відкладання речовини з рудоносних розчинів.

Прикладами розломів, котрі мають рудоконтролююче значення, можуть бути Головний Уральський розлом, у зоні впливу якого розміщені родовища хромових руд, титаномагнетитів, платиноїдів; Іртишська зона зімяття, що контролює Алтайський поліметалічний пояс з родовищами руд кольорових металів; Фергано-Таласький розлом, який визначає розміщення рудного поясу Карамазара; Тирниаузський розлом, у зоні впливу якого розміщений однойменний рудний район та ін.

Особливо сприятливими виявляються ділянки перетину глибинних розломів, до яких часто приурочені рудні райони і вузли різних корисних копалин.

Треба мати на увазі, що зона глибинного розлому – це складна динамічна система у межах якої поєднуються обстановки стиснення і розтягнення, а також розміщуються відповідні структури.

У зв’язку з цим структурні пастки будь-якого типу треба розглядати, як похідні структуротворних процесів не тільки поверхневого плану, але й пов’язані з глибинними процесами, найбільш яскрава реалізація яких якраз і здійснюється в зонах глибинних розломів.

Наприклад, структури розтягнення, сприятливі для локалізації жильного ендогенного зруденіння, звичайно орієнтовані під значним кутом до глибинних зсувів, які є структурами стиснення. Однак, їх виникнення зумовлене динамікою зсувоутворення. Більше того, у зв’язку з нерівною поверхнею зсуву такі розсувні структурні пастки можуть виникати безпосередньо в його площині.

Приклади таких рудоносних структур є, ймовірно, практично в будь-якому рудному районі, котрий розташований в межах складчастого поясу. Це відноситься до всіх типів і видів ендогенних родовищ, а також до значної частини екзогенних. Формування сприятливих структур, які вміщують родовища марганцю, фосфору та інших елементів часто визначалося конфігурацією глибинних розломів.

До зон глибинних розломів, розвинених в фундаменті нафтогазоносних басейнів, часто приурочені ланцюжки родовищ нафти і газу.

Це обумовлене також двома групами чинників.

По-перше, навіть поховані, зони глибинних розломів дотепер залишаються структурами підвищеної проникності, сприятливими для підйому газових еманацій, що формують або сприяють формуванню нафтогазових родовищ.

По-друге, над глибинними розломами в перекривному чохлі часто формуються сприятливі для концентрації вуглеводнів структури, як то системи локальних піднять, вали, антикліналі, які екранують розриви, зони підвищеної тріщинуватості, бар’єрні рифи, соляні вали. Відбувається виклинювання або літологічне заміщення колекторів, що створює найбільш сприятливі умови для міграції і акумуляції нафти і газу.

Нарешті, саме глибинні розломи є тими структурами, в межах яких здійснюється найбільш інтенсивна циркуляція підземних вод і де відбувається їх розвантаження у вигляді мінеральних і термальних джерел. Прикладом цього можуть служити термальні води Камчатки, Йєлоустонського національного парку, Кавказу і Карпат.

Рудоконтролююча роль глибинних розломів простежується від раннього докембрію, де відмічається прямий зв’язок з їх зонами родовищ золота, урану, платиноїдів і інших елементів, до сучасної епохи. У наші дні йде формування вулканічної сірки в кальдерах вулканів Камчатки і Курил, які контролюються глибинними розломами, на дні Червоного моря виливають свій рудоносний вантаж “чорні курці“, розташовані на осьовій частині зон розсувів.




Література



Алисон А., Палмер Д. Геология: Пер. с англ.- М.: Мир, 1984.-568 с.

Денисов Н. Я. Инженерная геология. - М.: Госстройиздат, I960. – 404с.

Теоретические основы инженерной геологии. Геологические основы/ Под ред. Е. М. Сергеева - М.: Недра, 1985. - 332 с.