D – сумарне зміщення по зоні

У регіональному плані крихко-в'язкі розломи в різних випадках складають або ешелоновані системи – шовноподібні зони на границі великих блоків земної кори та навіть літосферних плит, або разом із прирозломними складками беруть участь у створенні відбитих тектонічних структур у чохлі платформ та різного типу накладених западин.

Субв'язкі розломи.

Розриви цього типу розвинені виключно в епізоні на границі останньої з мезозоною (перехідна підзона). Але на відміну від інших розломів епізони вони не мають чітко вираженого шва та відповідного крихкого компонента амплітуди (див. рис. 3.4.40, в) і являють собою досить потужні (у великих, регіональних – шириною до перших кілометрів) лінійні зони крихкого кліважування гірських порід. Зміщення по цих розломах відбувається за схемою простого зсуву: сумарна амплітуда складається із суми мікрозміщень по всіх кліважних поверхнях, які складають відповідну цьому порушенню зону. У шаруватому середовищі такі структури обов'язково несуть складки сколювання, виникнення котрих, як відзначалося вище, викликається зміною по латералі мікроамплітуд та напрямків зміщення по множині відзначених поверхонь.

Подібні розломи мають структурно-зональну будову, яка маркується тектонофаціями V–X епізони. Така зональність підкреслюється зростанням у хрест простягання, від периферії до центра, інтенсивності кліважування, стиснення складок та інших супровідних їх дислокаційних перетворень. При цьому найбільш високобальна тектонофація маркує місце номінального шва. Дуже часто в осьових частинах розломів даного типу, особливо, якщо ці частини маркуються тектонофаціями ІХ–Х, розвинено вторинні монокліналі, які являють собою структури повної вторинної лінеаризації (сплощення і витягнення в одному напрямку) всіх геологічних тіл та їх частин, а також дислокаційних структур. Як правило, у зонах такої лінеаризації в гетерогенних середовищах розвинено тектонічний меланж.

У регіональному плані субв'язкі розломи часто утворюють ешелоновані системи (шовноскладчасті зони), усередині котрих вони субпаралельні між собою, сильно наближені одна до одної чи накладаються своїми крайовими частинами одна на одну.

В'язкі кліважні розломи. Розриви даного типу розвинено тільки в мезозоні. Вони, як і розглянуті вище субв'язкі розломи, виражено лінійними зонами кліважної течії гірських порід, але в даному випадку за участі динамометаморфізму (див. рис. 3.4.40, г) за способом, який демонструється поряд на парафіновій моделі (рис. 3.4.44). У шаруватому середовищі такі розломи несуть у собі складки ламінарної течії та дезінтеграційні структури типу в'язкого будинажу тощо, розвиток котрих, також як і в попередньому випадку, обумовлений диференційованим розподілом амплітуди по всій ширині зони течії.

Подібні розломи структурно-зональні й в осьових частинах представлені вторинними монокліналями, а в гетерогенних середовищах, крім того, тектонічним меланжем. Вони маркуються тектонофаціями V–X мезозони.

Рис. 3.4.44. Парафінова модель в'язкого кліважного розлому та його структурної зональності. Матеріал було розігріто до 2/3 температури плавлення. У кружечках – мікроструктура парафіну: І – первинна полігональна за межами "розлому", ІІ – груболінзоподібна безпосередньо біля "розлому",

ІІІ – тонколінзоподібна в крайовій частині "розлому",

ІV – сланцювата в центральній частині "розлому" (за Є.І.Паталахою, 1981)

Розломи цього типу, як і субв'язкі, утворюють шовні зони і в тому числі зони зім'яття, які маркуються переважно тектонофаціями VIIІ–Х.

В'язкі кристалізаційно-сланцюваті та гнейсуваті розломи. Такі порушення майже безроздільно панують у верхній катазоні й мають місце в нижній катазоні. Вони також являють собою лінійні зони з усім набором складчастих та дезінтеграційних утворень, характерних для в'язких розломів розглянутого вище типу (див. рис 3.4.40, г). Але за своїм походженням вони зобов'язані кристалізаційно-сланцюватій, трансляційно-сланцюватій або гнейсуватій течії гірських порід. Маркуються ці тектонічні утворення тектонофаціями ІІІ–Х катазони.

Розломи даного типу також складають шовноскладчасті зони. Крім того, їх різновиди, що залягають відносно горизонтально, утворюють у метаморфічних товщах структури типу "шаруватого пирога" з ритмічною тектонофаціальною зональністю по вертикалі.

Треба зауважити, що і сьогодні подібні дислокаційні структури далеко не всіма сприймаються як в'язкі розломи та і взагалі як структури в'язкої чи пластичної течії. Більше того, їх традиційно плутають із тіньовими структурами.

Рис. 3.4.45. Схематичний розріз в'язкого розлому первинної епізони у флішоїдних відкладах верхнього ордовіка Джалаїр-Найманської шовної зони

в Чу-Ілійських горах (Південний Казахстан)

Крім розглянутих типів в'язких розломів, існує ще один наближений до них тип розривних структур, які можна назвати синдіагенетичними в'язкими розломами (рис. 3.4.45), що розвинені у флішоїдних товщах, котрі у сферу розривних дислокаційних перетворень потрапили на стадії діагенезу осадових порід. Такі розломи представляють собою вторинні монокліналі меланжеподібної будови, у межах котрих лінзи та будини відносно жорстких порід (пісковики, вапняки тощо) затерті в механічно розсланцьованих або крихко розкліважованих тонкоуламкових осадових породах (рис. 3.4.46).

Крутопадаючі, тобто ті, які орієнтовані під кутом або нормально до поверхонь нашарування, різновиди розломних структур даного типу тісно пов'язані з великими флексурами, створюючи їх внутрішнє крило. У той же час полого- та горизонтальнозалягаючі різновиди таких структур, звичайно, є зонами, граничними для покривів, скиб, шар'яжів та інших подібних утворень, які сформувалися в первинній епізоні.

Зміна реологічних форм прояву розломів по вертикалі.

Розломи, які перетинають усю земну кору, по вертикалі змінюють свої реологічні форми прояву та потужність відповідно до зміни реологічних станів середовища. Про це свідчать неоднакова морфологія розломів, яка спостерігається на різних ерозійних зрізах земної кори. Зокрема,розломи глибоких ерозійних зрізів, тобто ті, які просторово й у часі пов'язані з древніми метаморфічними комплексами амфіболітової фації, представлені кристалізаційно-сланцюватими та іншими подібними їм реологічними типами, тоді як аналогічні тектонічні структури на ерозійному зрізі зеленосланцьових динамометаморфічних утворень належать до типу в'язких кліважних і значно менш потужні, ніж кристалізаційно-сланцюваті. Нарешті, відносно молоді й у тому числі неотектонічні розломи, котрі, зрозуміло, слабо або взагалі не еродовані, завжди представлені крихкими та крихко-в'язкими реологічними модифікаціями.

Зіставлення потужностей і морфологічних форм прояву розривних структур, які спостерігаються на різних ерозійних зрізах земної кори, дозволяють реконструювати типовий глибинний розлом у вигляді реологічно-зональної колони, котра в поперечному перетині нагадує телевізійну башту (рис. 3.4.47). Зокрема, нижня (катазональна) частина цієї колони найбільш потужна й представлена в'язкою кристалізаційно-сланцюватою або гнейсуватою складовою, середня (мезозональна) її частина – динамометаморфічно-кліважною складовою, і, нарешті, верхня (епізональна) – крихким розломом та крихко-в'язким.

Відзначена тенденція збільшення потужності розломної колони зверху донизу, можливо, зберігається тільки до верхньої границі нижньої катазони. А далі, зовсім не виключено, вона різко звужується в нижній ("гранулітовій") катазоні, де спроможність метаморфічних порід до сланцюватої, гнейсуватої та інших форм пластичної та в'язкої течії, як уже відмічалося, різко знижується.

Крім того, ця колона трансформується і в первинній епізоні: на ділянках, де вона перетинає помірно- та слаболітіфіковані осадові товщі (первинну епізону), замість крихкого розлому в ній може з'явитися в'язкий безкліважний.

Треба зауважити, що відзначена будова колони на певних етапах термальної еволюції земної кори змінює свою конфігурацію за рахунок видовження або скорочення (рис. 3.4.48, а, б) та навіть зникнення (рис. 3.4.48, в) її крихкої складової. Зокрема, зменшення довжини останньої й відповідно наближення до поверхні в'зкорозломних складових відбувається при зростанні тепературного градієнта і має місце в так званих рухомих зонах земної кори, які відзначаються підвищеним тепловим потоком (континентальні та океанічні рифти, гарячі "точки", острівні дуги, епігеосинклінальні та епіплатформні орогени тощо), а також активно проявляється при колізії. У свою чергу, збільшення довжини крихкорозломної частини відзначеної колони, тобто розповсюдження крихких розломів на значну глибину, відбувається при значному зниженні температурного градієнта. Подібне явище характерно для так званої консолідованої земної кори (платформи та їх щити, океанічні плити, орогени на заключних стадіях розвитку). Зниження відзначеного градієнта веде до збільшення потужності епізони, а отже, і потужності пружного шару земної кори. Причому є підстави припускати, що потужність останньої може зростати до 15-25 км. Зокрема, про це свідчать дані глибинного буріння у нафтоносних районах, які фіксують відсутність у нафтоносних районах будь-яких метаморфічних змін осадових порід навіть на глибинах 7-9 км. Більше того, аналогічну відсутність метаморфізму порід осадового чохла встановлено в Прикаспійській западині сейсмічними методами навіть на глибинах до 20-25 км.

Рис.3.4.47. Принципова схема будови розломної колони по вертикалі (КЗ – катазона, МЗ – мезозона, ЕЗ – епізона), що побудована на основі реконструкцій згідно з принципами тектонофаціального аналізу. а-е – реологічні типи розломів: а – в'язкий кристалізаційно-сланцюватий або гнейсуватий, б – в'язкий сланцювато-кліважний, в – в'язкий кліважний, г – субв'язкий, д – крихко-в'язкий, е – крихкий

Рис. 3.4.48. Схема залежності будови розломної колони від підняття чи занурення границь (та відповідних їм ізотерм) структурно-реологічних обстановок: а – у термальному режимі "холодної" кори платформ та їх щитів,

б, в – у режимі з підвищеним тепловим потоком рухомих поясів

Крім регіональних теплових факторів, зміна будови розломної колони викликається збільшенням амплітуди зміщення та пов'язаним із ним локальним механічним розігрівом середовища і підсиленням теплової конвекції. Подібна зміна знаходить свій вираз в одночасному зростанні потужності зон розломів та міграції їх високопластичних реологічних складових знизу доверху за схемою (рис. 3.4.48). Найбільш активно подібні зміни відбуваються у розломів типу горизонтальних зсувів, амплітуда зміщень у котрих не лімітується ізостазією і може досягати десятків, сотень і більше кілометрів. Але досвід вивчення подібним чином трансформованих розломних зон свідчить, що їх реологічна еволюція відбувалася тільки при безупинному зміщенні, тобто впродовж однієї певної тектонічної фази, і припинялася після тектонічної паузи (перерви). Подібні розломи на глибоких ерозійних зрізах завжди мають латеральну структурно-реологічну зональність, яка підкреслюється проявом найбільш високотемпературних структурно-реологічних форм і відповідних їм високотемпературних динамометаморфічних змін порід в осьовій частині цих тектонічних структур.

Кінематичні типи розломів

У даній роботі кінематична типізація розломів наведена з урахуванням: 1) кутів падіння цих структур (орієнтування поверхонь зміщення відносно горизонту), 2) форми їх за падінням та в плані (траєкторії зміщення) та 3) характеру зміщення блоків по цих порушеннях відносно горизонту та один одного.

Розломи за кутами падіння та формою за падінням і в плані поділяються на: 1) вертикальні(~90°), 2) круті(90-30°),3) пологі(0-30°), 4) горизонтальні(~0°), 5) лістричні, 6) циліндричні та 7) кільцеві.

Залежно від кута падіння розломів та характеру відзначеного відносного зміщення виникає ряд кінематичних комбінацій, які дозволяють поділяти такі порушення на наступні типи (категорії): 1) врізи, 2) зсуви, 3) скиди, 4) підкиди, 5) насуви (надвиги), 6) розсуви.

Рис. 3.4.49. Вріз (а) та зсув (б)

Характеристику відзначених типів розломів зручніше розглядати, якщо умовно їх або відповідну їм поверхню називати зміщувачем, а зміщені частини – блоками (тектонічними блоками) і, крім того, плоскі геологічні тіла (шари, сили, дайки тощо), які притинаються перпендикулярно чи під кутом до зміщувача, – крилами розлому (див. рис. 3.4.40). До того ж якщо зміщувач нахилений, то крило, під котре падає цей зміщувач, називається висячим, а протилежне крило – лежачим.

Відстань, на яку зміщено блоки, та таку ж відстань між крилами вздовж зміщувача називають амплітудою розлому (А),або, як було зазначено вище, загальною амплітудою розлому (Аз). У свою чергу, загальну амплітуду розкладають на: вертикальну (Авр) та горизонтальну (Агр), яким відповідають проекції загальної амплітуди на вертикальну та горизонтальну площину відповідно.

Амплітуду у крихких розломів ще називають амплітудою сколювання. Вона відповідає відзначеному вище крихкому компоненту амплітуди (Ак). У той же час аналогічну амплітуду у в'язких розломів називають амплітудою зсуву або в'язкої (чи пластичної) течії, котра відповідає в'язкому компоненту амплітуди (Ав).

Розглянемо характеристики зазначених типів розломів докладніше.

Врізи.До категоріїтаких тектонічних порушеньналежать вертикально падаючі розломи всіх реологічних типів, зміщення блоків та крил, по яких відбувається по вертикалі (рис. 3.4.49, а). Амплітуда, загальна у цих розривів, збігається з амплітудою вертикальною, а горизонтальна дорівнює нулю. Піднятий блок завжди більш денудований, і відповідно складений древнішими породами, ніж опущений.

Зсуви.Зсувами називаються субвертикальні розломи всіх реологічних типів, зміщення крил в яких відбувається в горизонтальному напрямку (рис. 3.4.49, б). Загальна амплітуда цих порушень збігається з горизонтальною, а амплітуда вертикальна дорівнює нулю. Тектонічні блоки з обох боків таких розломів знаходяться на однаковому гіпсометричному рівні.

Крихкі зсуви ще називають сколами.

Серед розломів даної категорії на геологічних картах виділяють ліві й праві. Для визначення такої їх належності використовують декілька правил. Найпростіше з них: зупиняють свій погляд на місце стику одного з крил із розломом, і дивляться, у якому напрямі відносно цього стику зміщено інше крило. Якщо воно зміщено наліво –цей зсув лівосторонній, а якщо направо – то він правосторонній.

Скиди.Скидами вважаються нахилені під кутами від 30 до 90° розломи всіх реологічних типів, у котрих висяче крило є опущеним (рис. 3.4.50). Такі тектонічні порушення характеризуються і вертикальною (Авр), і горизонтальною (Агр) амплітудою. При цьому остання на горизонтальній проекції демонструє розходження крил по латералі. Серед подібного типу розломів виділяють круті (>60°), пологі (30-60°) та лістричні (ковшоподібні).

Рис. 3.4.50. Скиди: а – звичайний та б – лістричний

Підкиди.До розломів цього типу відносяться крутопадаючі розриви всіх реологічних типів, у котрих висяче крило є піднятим (рис. 3.4.51). Такі розломи, як і попередні, характеризуються і вертикальною, і горизонтальною амплітудою, але остання на горизонтальній проекції демонструє взаємоперекриття крил. Дугоподібні різновиди таких порушень називають лістричними.

Рис. 3.4.51. Підкиди: а – звичайний, б – лістричний

Насуви (надвиги).Цеполого падаючі підкиди та горизонтально залягаючі розломи всіх реологічних типів. Серед порушень цього типу виділяють: 1) власне насуви (надвиги), які падають під кутами 0-30° (рис. 3.4.52, а),та2) шар‘яжі, які залягають майже горизонтально і часто мають хвилясту поверхню (рис. 3.4.52, б). Перші володіють вертикальною та горизонтальною амплітудою. Причому горизонтальна у них значно перевершує вертикальну. У других вертикальна амплітуда практично дорівнює нулю, а горизонтальна фактично збігається із загальною.

Розломами даного типу контролюються тектонічні покриви. При цьому тіло, яке знаходиться вище зміщувача і переміщувалося по такому розлому, називається алохтоном (покривом, скибою, шар'яжною пластиною тощо), і, навпаки, тіло, яке знаходиться нижче поверхні зміщувача і служило ложем, на поверхні якого відбувалося ковзання, називається автохтоном.

Серед розломів даного типу виділяють стратифіковані (рис. 3.4.53). До останніх відносять розривні порушення будь-якого реологічного типу, орієнтовані паралельно поверхням шарів та їх пачок. У первинній епізоні вони представлені зонами механічного розсланцювання, у вторинній епізоні – зонами так званих внутрішньоформаційних брекчій, у мезозоні – зонами пошарового кліважу, а в катазоні – зонами пошарової кристалізаційної або трансляційної сланцюватості тощо. Крім того, подібні розривні порушення часто розвинені в апікальних частинах діапірових тіл, в'язких протрузій та граніто-гнейсових куполів. Значна частина таких розломів належить до числа похованих.

Рис. 3.4.52. Насуви: а – нахилений, б – горизонтальний (шар'яж)

Рис. 3.4.53. Стратифіковані розломи: а – внутрішньоформаційний, б – міжформаційні

Лістричні розломи.До порушень цього типу відносяться розриви будь-якого реологічного типу, які у вертикальному перетині мають ківшоподібну форму. Серед них, як відзначено вище, виділяють лістричні підкиди та лістричні скиди (див. рис.3.4.50, б та 3.4.51, б). Як правило, це великі корові розломи, які перетинають усі структурно-реологічні зони. Є.І.Паталаха (1986), посилаючись на геофізичні дані, вважає, що у вторинній епізоні та мезозоні відповідні їм частини падають крутіше, ніж у катазоні. Відомо також, що розломи подібного типу завжди заломлюються шляхом виположування у товщах відносно слаболітіфікованих осадових порід (верхня частина первинної епізони).

Циліндричні розломи.Такі порушення у вертикальному розрізі також мають форму дуги. Але зміщення по них за падінням може змінюватися від скидового до підкидового, або навпаки. Таке зміщення відбувається по круговій траєкторії з обертаннямодного з блоків навколо певного центра А (рис. 3.4.54).

Рис. 3.4.54. Циліндричний розлом

Кільцеві розломи. Порушення даного типу мають форму кола чи наближеної до нього фігури в плані. Їх утворення пов'язано з вулканічними (див. розд. "Палеотектонічні структури"), підземними вибуховими, поверхневими ударними та іншими явищами, а також з обертанням тектонічних блоків по вертикальній чи крутонахиленій осі.

Рис. 3.4.55. Розсув, який заліковується жильним тілом. Стрілками показано напрямки зміщення

Розсуви. Розриви даного типу являють собою гігантські тріщини відриву. Вони завжди компенсаційно заліковані магматичними (дайками тощо) або метасоматичними жильними тілами (рис. 3.4.56). Крім того, до таких порушень планетарного масштабу належать осьові частини континентальних та підводних рифтів, по яких відбувається розходження великих блоків земної кори та літосферних плит. З певними древніми такими структурами пов'язано серії так званих "паралельних дайок".

Комбіновані розломи.

Зміщення по практично всіх розглянутих розломах часто носять комбінований характер. Зокрема, зсуви можуть ускладнюватися підкидовими зміщеннями і навпаки. Тоді залежно від переважання амплітуди того чи іншого напрямку зміщення вони утворюють комбінації типу зсуво-підкиду чи підкидо-зсуву. У свою чергу ці обидва типи розломів можуть супроводжуватися обертанням блоків по осі, нормальній до поверхні зміщувача. Тоді вони набувають статусу шарнірних зсувів та аналогічних підкидів, скидів (рис. 3.4.56) тощо. Існують, крім того, сполучення розсувів зі сколами – зсуво-розсуви.

Рис. 3.4.56. Схема шарнірного скиду в Лехтенбурзькому грабені в Тюрінгії

(за Г.Тешке, із кн. Г.Д.Ажгірея, 1966)

До комбінованих розривних структур належать також деякі сучасні трансформні розломи, котрі перетинають серединно-океанічні хребти океанів. Переважаюче горизонтальне зміщення по таких розломах, як правило, ускладнюється розсувами, яким на підводній поверхні відповідають каньйоноподібні долини.

Із древніми подібними структурами часто пов'язано лінійні та кулісні системи дайок (дайкові пояси).

Рис. 3.4.57. Динамопара (а) та динамосистема (б)

Рис. 3.4.58. Серія субпаралельних герцинських динамосистем та накладена на них поперечна альпійська динамопара (вона виділена "жирними" лініями) у горах Кендиктас (Південний Казахстан). 1-2 – альпійські зсуви (1) та насуви (2), 3 – герцинські зсуви (б), а також насуви (а), які сформувалися по каледонських в'язких розломах, 4-7 – формаційні комплекси: 4 – герцинський колізійний (осадово-вулканогенний),

5 – середньокаледонський островодужний (теригенно-вулканогенний), 6 – ранньокаледонський рифтогеннй (вулканогенно-кременисто-теригенний), 7 – байкальсько-каледонський поліхронний (гранітно-метаморфічний)

Динамопари та динамосистеми розломів.Деякі розломи за простяганням переходять з одного кінематичного типу в інший, утворюючи комбіновані сполучення. Одним із поширених таких сполучень є з'єднання по простяганню зсуву і насуву. При цьому серед подібних сполучень виділяють динамопари (А.І.Суворов, 1968) та динамосистеми. Перші являють собою одну пару: зсув + насув (рис. 3.4.58, а), а другі – трійцю, яка складається з лівого й правого зсуву та насуву, який їх з'єднує (рис. 3.4.57, б та 3.4.58).

Рис. 3.4.59. Гілляста будова Ргайтинського крихко-в'язкого зсуву в горах Кендиктас (Південний Казахстан), яка складається з розломів першого, другого та третього порядку (останні позначено цифрами)

Ієрархія розломів. Розломи, як і будь-які інші дислокаційні структури, утворюють певну ієрархію. У зв'язку з цим серед них прийнято виділяти порушення першого, другого та більш високих порядків. За основу такого виділення береться орієнтація розломів відносно напрямків регіонального стиснення чи розтягання, а також відносна протяжність та амплітуда цих порушень. Зокрема, найбільш протяжні та великоамплітудні розломи, які мають регіональне значення, приймаються за структури першого порядку, а менш протяжні і відповідно малоамплітудні – певного більш високого порядку (рис. 3.4.59, 3.4.60).

З урахуванням підпорядкування виділяють головні та додаткові розломи. Останні є гілками (оперенням) перших. Вони причленовуються під певним кутом до головних. Я.Муді та М.Хілл (1956) розробили схему співвідношень розломів, згідноз з якою: по-перше, головні розломи орієнтуються під кутом приблизно 30° до напрямку головного (регіонального) стиснення, по-друге, додаткові розломи кожного наступного порядку утворюють пари під кутом 60° між собою, гостра бісектриса між котрими орієнтована під кутом до 90° відносно порушення попереднього порядку (рис. 3.4.61)

Рис. 3.4.60. Західно-Мугоджарський в'язкий кліважний розлом та гілляста система додаткових аналогічних розломів. Зони розломів "розкладено" на тектонофації за десятибальною шкалою: 1 – тектонофації І-ІІ верхньої епізони в чохлі неоген-крейдяних осадових порід, 2-8 – тектонофації субв'язких (крихкокліважних) розломів субмезозони (перехідної частини епізони в мезозону) у кременисто-базальтоїдних відкладах мугоджарської світи (середній-нижній девон) та осадових і кисло-середніх вулканогенних відкладах серенього-верхнього девону: 2 – ІІ-IV, 3 – V, 4 – VI, 5 – VIІ, 6 – VIII, 7 – ІХ, 8 – Х), 9,10 – зони брекчування (крихко-в'язкі розломи), 11 – пізньодевонські плагіограніти, 12 – лінзоподібні тектонічні блоки кременистих (а) та кислих субвулканічних (б) порід, 13 – тектонічний меланж, 14 – крихкі розломи вторинної епізони

Рис. 3.4.61. Схема кутових співвідношень розломів різних порядків у районі скидової тектоніки (за Я.Муді та М.Хілом, 1956). 1 – регіональний напрямок стиснення. І, І, д, ІІ, ІІІ – розломи відповідно першого, першого додаткового, другого та третього порядків. Пунктирними лініями показано бісектрису кута між додатковими розломами,