КІНЕМАТИЧНІ, ДИНАМІЧНІ ТА ГЕОЛОГІЧНІ УМОВИ УТВОРЕННЯ СКЛАДОК

Складчасті та розривні структури вземній корі розвинуті повсюдно і відображають процеси деформацій, пов'язані зі зміною властивостей гірських порід. Складчастістю охоплена вся товща земної кори. Пластичні деформації, які приводять до утворення складчастості в гірських породах, можливі тільки при надлишковому тиску в певному напрямку. Основне значення мають фізичні властивості порід, кінематичні і динамічні обставини, характер напруг, що виникають в породах, вплив зовнішнього середовища. В процесі деформації відбувається постійне переміщення матеріалу, проходить його перекристалізація.

При інших рівних умовах інтенсивність складчастості залежить від в'язкості порід. Чим вона менша, тим складніші та дрібніші складки і, навпаки, в породах з високою в'язкістю розвивається проста складчастість. Велике значення має температуранавколишнього середовища: її підвищення приводить до збільшення пластичності, крихкі породи при температурі сотні градусів можуть згинатися у дрібні складки. Підвищення швидкості деформації приводить до збільшення опору порід і пониження їх пластичності, а пониження швидкості деформації підвищує пластичність порід. Великий вплив на утворення складок має повзучість матеріалу. Завдяки повзучості деформація безперервно зростає.

Виділяють складки поздовжнього згину, складки поперечногозгину і складки течії. Між останніми двома виділяють проміжний тип – складки сколювання.

Складки поздовжнього згину утворюються, коли деформуючі сили прикладаються паралельно шаруватості. Розрізняють 4 типи таких складок. 1-й тип – складки згину при відсутності деформації в замку і ядрі. У таких складках деформація концентрується на крилах. Серед них розрізняють концентричні складки, в яких потужність пластів залишається постійною в усіх частинах складки, а по площинах нашарування не відбувається ковзання; складкизгину із внутрішнім та міжпластовим ковзанням при збереженніпотужностей пластів; складки згину з течією, в яких потужності шарів змінюються за рахунок перетікання матеріалу з крил у зону осьової поверхні. 2-й тип – складки згину із зоною стиснення в ядрі і зоною розтягу в замку. 3-й тип – складки згину з однорідною деформацією в області замка і ядра. Такі складки розвиваються в товщах з незначною різницею в'язкості деформованих шарів. 4-й тип – складки ламінарної течії (кліважні, пасивні), які відзначаються розвитком кліважу та сланцюватості паралельних осьовим площинам складок, різким переважанням потужностей шарів у місцях перегину над потужностями в крилах. Типовими прикладами таких систем є аргілітові товщі з шарами пісковиків, сланцеві або карбонатні товщі із шарами кварцитів.

Складки поперечного згину виникають у шаруватих товщах при диференційованих вертикальних рухах. Напруження, що приводять до утворення таких складок, неоднорідні, максимальні стиснення орієнтовані поперек шаруватості, а розтяг фіксується вздовж шарів. Великі складки цього типу утворюються в осадовому чохлі платформ під час переміщень, розділених розломами блоків фундаменту. Для них характерна коробчаста і моноклінальна форми та зменшення потужності шарів у крутих частинах складок за рахунок розтягу над розривами фундаменту.

Складки течії розвиваються тільки в породах з низькою в'язкістю (глини, гіпси, солі) при низьких температурах і тисках. При високих температурах в'язкість порід різко знижується і складки течії можуть утворювати навіть такі породи як мармур, кварцити, гнейси. Відбувається перекристалізація речовини. Такі складки мають неправильні форми з багатьма роздувами, потовщеннями і перетисненнями шарів. Їх осьові поверхні можуть бути зорієнтовані переважно в напрямку течії.

Внаслідок утворення двох, трьох типів складок можуть виникати складки поздовжнього згину і складки течії, вміщуюючі породи при цьому зазнають поперечного згину, вигинаючись вверх.

Умови утворення складчастості в земній корі – різні. Широкого розповсюдження набули складки, пов'язані з ендогенними рухами земної кори, рідше виникають складки, зумовлені екзогенними процесами.

Умови утворення складок, розвинутих в осадових товщах приповерхневої частини земної кори, не супроводжуються змінами початкового складу порід. Такі складки отримали назву покривних складок або складок чохла. Іншу групу утворюють складки, розвинуті у метаморфічних товщах, перекристалізовані і складаються з кристалічних сланців, амфіболітів, гнейсів.

Покривна складчастість є результатом поздовжнього згину шаруватих товщ під дією горизонтальних зусиль. Вона розвинута на великих площах серед геосинклінальних формацій та є показником геосинклінального режиму розвитку земної кори. Основними формами такого типу складчастості є складкирегіонального стиснення, складки обтікання, прирозривніскладки, складки гравітаційного ковзання. Складки регіональногостиснення характеризуються яскраво вираженою лінійністю, витриманим орієнтуванням осей і нахилом осьової поверхні складок. Складки обтікання – це поперечні згини в осадовому чохлі, які утворилися під час блокового переміщення фундаменту, характерні для платформ, частково для міжгірських та передових прогинів. Прирозривні складки утворюються при переміщенні крил розривів по похилих зміщувачах. Найчастіше вони розвиваються у верхніх активних крилах підкидів і насувів. Найбільш сприятливими для їх утворення є розриви з нахилом зміщувача від 40⁰ до 60⁰. Складкигравітаційного ковзання виникають на заключних, орогенних стадіях геосинклінального розвитку та широко розвинуті в бортах флішевих прогинів. Товщі осадових порід під дією гравітаційних сил переміщуються по осьових частинах прогинів, утворюючи різні форми вигинів, по яких окремі фрагменти і пакети складок насуваються один на одного. Гравітаційному ковзанню сприяє наявність в осадових товщах пластичних порід (солей, гіпсів, глин). Гравітаційна складчастість характерна для тонкошаруватих флішевих товщ.

Складки, пов'язані з переміщенням магми в земній корі, в плані вони переважно обтікають зовнішні контури інтрузивних тіл. Ширина порід, яка піддалася складкоутворенню залежить від площі масиву і не перевищує перших км.

Діапірові складки розвиваються в осадовому чохлі незалежно від будови фундаменту. Це антиклінальні структури, утворені в товщі порід з низькою в'язкістю або низькою густиною (солі, ангідрити, гіпси, вугілля, глини), насичені водою і здатні пластично деформуватися та текти під впливом власної ваги в бік низьких тисків. Широко розвинуті соляні куполи та глинисті діапіри. Класичними областями солянокупольної тектоніки є Прикаспійська та Дніпровсько-Донецька западини.

Кліваж – це поверхні ковзання при пластичній деформації гірських порід, які ускладнюють регіональну складчастість стиснення на певній глибині. Кліваж виникає в результаті утворення численних поверхонь сколювання і зрізування, по яких в процесі пластичної деформації частинки зміщуються одна відносно одної, характеризуючи втрату міцності речовини перед її розривом. Кліваж відсутній в породах, зім'ятих в складки течії, а в межах однієї складки може існувати не в кожному шарі. Спостерігається також в зонах розломів.

Глибинна складчастість широко розповсюджена в докембрійських товщах фундаменту платформ і в ядрах складчастих споруд фанерозою. Це складки течії, що розвинулись під впливом стресу при високопластичному стані порід в умовах високих тисків і температур. Переміщення речовини відбувається у вигляді в'язко-пластичної течії і одночасно охоплює всю масу порід. Шари з низькою в'язкістю утворюють роздуви в замках антиклінальних складок.

До екзогенної складчастості відносять приповерхневі структури, утворені під впливом екзогенних процесів. Підводно-зсувні складки виникають під час сповзання осадів на дні басейну та мають вигляд зім'ять, спірально-закручених лінз, дрібних запрокинутих і лежачих малих складок, безсистемно-перемішаних натьоків, часто розірваних і зміщених. Такі явища приводять до зміщення фацій, перекриття молодих відкладів більш давніми, до спотворення первинних потужностей.

В окремих районах також поширені складки ущільнення, які є наслідком нерівномірного ущільнення різних осадів при діагенезі, складки розбухання ( гіпсові куполи) та складки просідання, що утворюються в результаті розчинення порід (зони карсту) або виносу з глибини сопкової брекчії в районах грязевого вулканізму, складки випирання, що виникають в приповерхневих умовах внаслідок зняття навантаження на глинисті товщі в річкових долинах вищележачих порід. Гляціодислокації поширені в приполярних широтах і спричинюються силою рухливого материкового льоду або витискуванням пластичних порід з-під крайових частин льодовиків. Вони розвинуті переважно в молодих кайнозойських і мезозойських відкладах на ділянках.

ЛЕКЦІЯ 16

СКЛАДЧАСТІ СПОРУДИ, ТЕКТОНІЧНІ ДЕФОРМАЦІЇ, ПЛАНЕТАРНА ТРІЩИНУВАТІСТЬ ТА ТЕКТОНІЧНА РОЗШАРОВАНІСТЬ ЛІТОСФЕРИ

Розрізняють два типи складчастих споруд: окраїнно-континентальні та міжконтинентальні.

В окраїнно-континентальних спорудах одне крило звернуте в бік океану і під нього підсунута континентальна кора, а інше є фундаментом прилеглої платформи. Крила та їх складки і насуви мають протилежно спрямовану вергентність (видимий напрямок зміщення мас у складчастих зонах або їх частинах, виражений в односторонньому нахилі осьових поверхонь складок); всі споруди в сучасній структурі – це антивергентний антиклінорій. З боку континентальної платформи він супроводжується крайовим прогином, на його центральну частину накладені моласові западини, іноді зсувного походження. Складки континентального крила, зірвані з фундаменту, - це складки поздовжнього згину, ускладнені насувами, крутіші біля поверхні, які виположуються з глибиною та зливаються в єдину площину зміщення в покрівлі фундаменту. В центральній частині споруди знаходиться гранітно-метаморфічне ядро, утворене складками течії, гранітно-гнейсовими куполами і гранітними плутонами.

Міжконтинентальні споруди – це продукти взаємодії двох континентальних плит, підсуву однієї плити на другу. Вони мають різко асиметричну структуру, односпрямовану в бік підсунутої плити вергентність. На протилежному боці у відносно вузькій смузі деколи спостерігаються явища зворотного перескидування складок і насувів. З боку підсунутої плити споруди даного типу оточуються передовими прогинами, а із зворотного – неглибокими тиловими прогинами. Насуви і покриви розвинуті з фронтального боку. Покривні споруди в умовах менш інтенсивного поперечного стиснення переходять в покривно-складчасті і насуво-складчасті.

В напрямку від периферії до центру складчастої споруди складки поздовжнього згину змінюються складками сколювання, а потім складками течії, до гранітно-гнейсових куполів, покриви чохла – покривами основи. На зануреннях складчастих споруд і в поперечних прогинах між ними іноді розвивається поперечна складчастість.

Особливе місце в розвитку складчастих споруд належить тектонічним деформаціям. Розглядалося дві концепції походження тектонічних деформацій в часі: 1) тектонічні деформації проявляються у вигляді короткочасних, але інтенсивних імпульсів, які надалі одержали назву фази складчастості; 2) базувалась на еволюційному розвитку деформацій, їх поступовому наростанні та спаді. Вивчення фактичного матеріалу показало, що обидві концепції є неправильними. Сьогодні вважається, що процестектонічних деформацій та пов'язані з ним процеси метаморфізму, гранітоутворення – це процес безперервно-перервний, в якому розрізняються окремі фази тектонічної та ендогенної активності. Періоди, що їх розділяють, є періодами відносного затухання. Тривалість фаз затухання складає 3-5 млн.років. Ці фази конценруються в епохи деформації великої тривалості (15-20 млн.років). Фази деформацій відповідають епохам деформацій. Всередині епох спостерігається міграція фаз, зміщення зон їх проявлення від внутрішніх областей геосинклінальних систем до їх периферії. Епохи в свою чергу групуються в ери, які відповідають тектонічним циклам. Епохи, які розпочинають і закінчують цикли, є глобальними і проявляються на різних континентах. Отже, кожна з епох деформації в тому чи іншому регіоні могла бути границею між тектонічними циклами, а місцеві умови можуть впливати на кожну конкретну історію рухів і деформацій того чи іншого регіону.

Сітка глибинних розломів – це найбільш яскравий прояв повсюдного поділу земної кори і літосфери в цілому, зумовлений розвитком тріщин різного масштабу. Тріщинуватість порід спостерігається на платформах і в геосинкліналях, в осадових, вивержених і магматичних породах. Тріщини мають планетарний характер, про що свідчать дешифрування космічних знімків, за даними яких складені карти тріщинуватості великих регіонів і навіть країн. Планетарна тріщинуватість у своєму орієнтуванні підпорядковується певній закономірності, причиною її виникнення є діагенез осадових порід, застигання магматичних і метаморфічних порід.

При дешифруванні космічних знімків на континентальних платформах, зокрема на Східноєвропейській, виявлено лінійні зони концентрації тріщин, які пересікають всю платформу.

Тектонічна розшарованість літосфери. Спостерігається вертикальна, а особливо горизонтальна розшарованість літосфери, що виражається в наявності численних горизонтальних, похилих і вертикальних рухливих зон, за якими її окремі частини або "літопластини", розділені шарами зі зниженою в'язкістю і щільністю, рухаються диференційовано.

Найважливішим тектонічним доказом тектонічного розшарування літосфери є виявлені в складчастих областях сучасних континентів масштабні зірвані покриви – великі і потужні пластини гірських порід, переміщені вздовж похилих, іноді субгоризонтальних поверхонь на значну відстань від місць їх первинного розташування.

Їх звично поділяють на зриви всередині осадового чохла, зрививздовж границь осадового чохла і кристалічного фундаменту та зриви всередині кристалічного фундаменту. Вперше такі покриви були описані в Альпах, потім – у складі практично всіх складчастих споруд світу. Їх характерною особливістю є нагромадження один на одного, багаторазове повторення розрізів.

Також відомі і граніто-гнейсові алохтони, які виникли внаслідок зриву частини гранітного шару. Раніше вони вважалися серединними кристалічними масивами. Іноді по площині шар'яжів на земну поверхню виводяться масиви нижньої частини кори, які не мають коріння: плагіогнейси, грануліти, високометаморфізовані габроїди, ультрабазити. Переміщеними залишками давньої океанічної кори є глибоко метаморфізовані офіолітові комплекси, виявлені в багатьох рухомих поясах сучасних континентів. Вони є показником зривів на рівні підошви земної кори та у верхній мантії. Покриви такого типу описані на Уралі, в Альпах, на північному сході і південному заході Азії, в Кордільєрах Північної Америки.

Більшість таких покривів утворилася завдяки процесу перетворення океанічної кори в континентальну у зонах взаємодії літосферних плит і подальших деформацій континентальної кори.

Сучасні зони горизонтальних зривів приховані на глибині і можуть бути виявлені тільки за допомогою геофізичних методів на основі вивчення сейсмічності, зміна теплового потоку.

Поверхнею потенціального зриву в літосфері вважається поверхня Мохоровичича, яка розділяє породи різних фізичних властивостей. Саме при цьому відбувається зрив із мантійної основи офіолітових покривів. Другою поверхнею, здатною до зриву, є поверхня кристалічного фундаменту континентальних платформ.

В осадовому чохлі платформ, передових і міжгірських прогинів зустрічаються зриви по евапоритових, соленосних товщах потужних глинистих товщах з підвищеним пластовим тиском води. По них також відбуваються зриви в консолідованій корі континентів.

Розшарованість літосфери підтверджується глибинним розподілом джерел землетрусів, які коцентруються переважно вздовж границі чохла і косолідованої кори та вздовж поверхні Мохоровичича і в середній частині кори. Отже, границі розподілу за сейсмічними даними є поверхнями переміщення вищележачих шарів літосфери по нижчележачих.

ЛЕКЦІЯ 17