17.1. Вертикальные и горизонтальные движения
Земная кора постоянно испытывает движения, чаще всего очень медленные, но при землетрясениях очень быстрые, почти мгновенные. Это явление было подмечено еще в далекой древности Пифагором. Известно много мест на земном шаре, где целые города оказались на дне моря, а некоторые портовые сооружения — на суше. Примерами служат поселения древнегреческих колоний на Черноморском побережье: Созополь в Болгарии, Диоскурия в районе современного Сухуми и др. На Коринфском перешейке, соединяющем материковую Грецию с полуостровом Пелопоннес, храм, выстроенный в I в. н. э. на суше, ныне покрыт водами моря. На Новой Земле причалы, построенные поморами еще в ХVIII в., сейчас находятся выше уровня моря и довольно далеко от берега. Скандинавия медленно поднимается, а горное сооружение Большого Кавказа каждый год «вырастает» почти на 1 см. Очень медленные поднятия и опускания испытывают и равнинные участки Русской плиты, Западно-Сибирской низменности, Восточной Сибири и многих других районов. Земная кора испытывает не только вертикальные, но и горизонтальные перемещения, причем их скорость составляет десяток сантиметров в год. Иными словами, земная кора как бы дышит, постоянно находясь в медленном движении.
В чем причины таких перемещений земной коры? Необходимо различать кажущиеся движения, связанные с колебаниями уровня моря, и реальные, обусловленные собственно перемещениями земной коры. На побережьях океанов и морей уже давно устанавливались специальные приборы: мореографы и рейки-футштоки для измерения уровня моря. Впервые такие наблюдения стали проводиться в Швеции, а с 1731 г. — в Финляндии. Уровень моря может испытывать собственные колебания — эвстатические, обусловленные разными причинами, как уже отмечалось в главе 12 о деятельности океанов.
Таяние ледников, образование поднятий в океанах, увеличение средней температуры воды, уменьшение ее плотности и т. д. — все это вызывает повышение уровня океана, но это не означает, что то место на побережье, где происходят измерения, опускается. Необходима обработка длинного ряда наблюдений за десятки лет, чтобы выявить действительные вертикальные колебания земной коры.
Резко усиливают колебания земной коры гляциоизостатические движения, связанные с таянием ледников и «всплыванием» их после снятия нагрузки. Так поднимаются Балтийский и Канадский щиты.
Для изучения деформаций, обусловленных тектоническими или вулканическими процессами, используют наклонометры и деформографы с погрешностями измерений до 0,001 мм. Перед извержением вулканов поднимающаяся магма вызывает деформацию — подъем вулканической постройки, что улавливается приборами. Вообще, в вулканических областях земная кора испытывает быстрые и значительные колебания. В Италии, недалеко от Неаполя, есть городок Поццуоли. В нем на древней рыночной площади сохранились колонны так называемого храма Сераписа, которые, правда,
к храму не имеют отношения. На некоторой высоте от своего основания колонны изъедены сверлящими моллюсками, а ниже них поверхность колонн ими не повреждена. Поццуоли находится вблизи еще недавно действовавших вулканов, например Сольфатары, где происходит выделение сернистых газов. Сооружение, выстроенное на суше в начале нашей эры, частично оказалось засыпанным вулканическим пеплом на высоту 2–3 м. Затем оно опустилось ниже уровня моря, и моллюски-камнеточцы «обработали» поверхность мраморных колонн. После этого опять наступило поднятие. И так происходило несколько раз. Все это свидетельствует об активности тектоно-магматических движений в районе действующих вулканов (рис. 17.1).
Рис. 17.1. Изменение высоты поверхности и основания храма Сераписа в Поццуоли
(Италия, Неаполитанский залив) с 79 г. н. э. и до настоящего времени
(по А. А. Никонову): а — вертикальные движения поверхности; б — изменение
скорости движения. Колонны храма Сераписа (фото Н. В. Короновского)
Для выявления вертикальных движений используют повторное высокоточное нивелирование вдоль определенных профилей, например через Большой Кавказ. Такие профили, измерения на которых проводились несколько раз с интервалом 10–15 лет, дают весьма любопытные материалы о скорости и направленности современных тектонических движений (рис. 17.2).
Рис. 17.2. Результаты повторного нивелирования через Большой Кавказ
(по Д. А. Лилиенбергу)
Измерение горизонтальных движений на небольших площадях производится геодезическим способом повторной триангуляции, а перемещение литосферных плит сейчас надежно установлено с помощью методов космической геодезии, точность которых весьма велика и составляет несколько миллиметров на тысячи километров. Также широко используется геодезическая спутниковая система GPS.
Для многих регионов мира составлены карты современных вертикальных движений (рис. 17.3). Неоднократно такие карты составлялись для Русской плиты и ее обрамления. Карты, учитывающие деформацию земной коры за последние несколько миллионов лет, так называемые неотектонические карты, составлены для территории СНГ под руководством Н. И. Николаева, а кроме того, есть много региональных неотектонических карт для Кавказа, Карпат, Урала и др.
Рис. 17.3. Современные тектонические движения земной коры Великобритании
в километрах. Северная часть страны поднимается после освобождения от ледникового
покрова, а юго-восточная — испытывает опускание
17.2. Понятие о деформациях горных пород
Всех побывавших в горах всегда поражают пласты горных пород, смятые, как листы бумаги, в причудливые складчатые узоры. Нередко слои как будто разрезаны гигантским ножом, причем одна часть слоев смещается относительно другой. Каким же образом и под влиянием каких сил горные породы могут принимать столь причудливый облик? Можно ли наблюдать этот процесс и как быстро он происходит?
В подавляющем большинстве случаев осадочные породы, образующиеся в океанах, морях, озерах, обладают первично горизонтальным или почти горизонтальным залеганием. Если мы видим, что слои залегают наклонно или вертикально, смяты в складки и т. д., т. е. их первичное горизонтальное залегание изменено, обычно говорят, что слои подверглись действию сил, причина возникновения которых может быть разнообразна. Чаще всего имеют в виду силы, приложенные к пластам горных пород либо вертикально, либо горизонтально. Надавите на тетрадку снизу, она изогнется вверх: а если вы ее будете сдавливать с краев, положив на стол, она сомнется, и тем сильнее, чем больше будет сила сжатия и чем дольше она будет действовать. Такие силы называются поверхностными, т. к. они приложены к какой-то поверхности пласта горных пород — нижней или боковой (рис. 17.3 а–ж).
Рис. 17.3 а. Лежачая складка во флишевых отложениях таврической серии
(верхний триас — нижняя юра). Южный берег Крыма (фото В. А. Зайцева)
Рис. 17.3 б. Складки в раннепротерозойских карбонатных породах в провинции
Сапериор, Канада (фото M. Charest)
Рис. 17.3 в. Вертикально залегающие карбонатные пласты каменноугольной
и девонской систем. Канадские скалистые горы, Кананаскис (фото Peter B. Jones)
1 
2 
3 
4 
Рис. 17.3 г. 1 — мелкие сбросы, сместитель наклонен
в сторону опущенного крыла (фото В. А. Зайцева);
2 — взброс. Сместитель наклонен в сторону поднятого крыла (фото В. А. Зайцева);
3 — система сбросов в стенке Коринфского канала, Греция (фото Н. В. Короновского);
4 — левый сдвиг, образовавшийся во время землетрясения в 1989 г., Мексика (фото Н. В. Короновского)
Рис. 17.3 д. Хорошо выраженные мелкие сбросы и взбросы (внизу)
в тонкослоистой метаморфической породе (фото В. А. Зайцева)
Рис. 17.3 е. Тектонический покров Макконелл в Канадских Скалистых горах
около оз. Барриер. Известняки среднего кембрия перекрывают песчаники
и сланцы верхнего мела (фото Peter B. Jones)
Рис. 17.3 ж. Классическое угловое несогласие между двумя толщами
пород, верхняя из которых залегает горизонтально. Вайоминг, США (фото JKL)
Однако в природе, кроме поверхностных, важную роль играют и объемные силы. Горная порода, например каменная соль, будучи легче окружающих пород, всплывает очень медленно (1–2 см в год), но в течение миллионов лет.
Понятие о деформациях. Из физики известно, что изменение объема и формы тела вследствие приложенной к нему силы называется деформацией. Когда мы сжимаем в руке резиновый мяч, изгибаем палку, ударяем молотком по кирпичу, мы имеем дело с деформацией тела вплоть до его разрушения. Причины деформаций могут быть очень разными. Это и сила тяжести, самая универсальная из всех сил; это и влияние температуры, при возрастании которой увеличивается объем; это и разбухание, увеличение объема пород за счет пропитывания водой; это и просто механические усилия, приложенные по определенному направлению к толще пород, и многое другое.
Важно помнить, что любая деформация происходит во времени, которое в геологических процессах может составлять десятки миллионов лет, т. е. деформирование происходит очень медленно. Огромная длительность геологических процессов делает очень трудным их моделирование в лабораторных условиях, т. к. невозможно воспроизвести такие огромные временные интервалы.
Деформации бывают упругими и пластическими (рис. 17.4). В первом случае после снятия нагрузки тело возвращается в исходную форму (резиновый мяч), а во втором — нет (кусок пластилина) и сохраняет некоторую остаточную деформацию. Если прилагаемая к любому телу, в частности к горным породам, нагрузка возрастает, то тело, сначала деформируемое как упругое, переходит критическую величину, называемую пределом упругости, и начинает деформироваться пластически, т. е. его уже невозможно вернуть в исходное состояние. Если же нагрузку увеличивать и дальше, то может быть превзойден предел прочности, и тогда горная порода должна разрушиться.
Рис. 17.4. Виды деформаций: σ — напряжение, ε — деформация, t — время
Слои горных пород, первоначально залегая горизонтально, впоследствии оказываются деформированными, причем степень деформации может колебаться от очень слабой до исключительно сильной, когда мощные слоистые толщи оказываются перемятыми подобно клочку бумаги, сжатому в кулаке (рис. 17.5–17.8).
Рис. 17.5. Типы залегания горных пород:
I — складчатое, II — горизонтальное, III — наклонное (моноклинальное)
Рис. 17.6. Слабо дислоцированные отложения верхоянского
комплекса в Центральном Верхоянье
Рис. 17.7. Крутая моноклиналь верхнеюрских карбонатных отложений
Караби-яйлы, 1-я гряда Крымских гор (фото М.Ю. Никитина)
Рис. 17.8. Моноклинально залегающие отложения.
Верхоянский хребет
Когда понятия «твердый», «мягкий», «хрупкий», «пластичный» используют в обыденной жизни, то всем ясно, что камни твердые, пластилин — вязкий и пластичный, кирпич — твердый и хрупкий одновременно. Но как эти привычные нам понятия перенести на горные породы, такие как известняк, мрамор, гранит, песчаник, базальт и др.? Известно, что воск — твердое вещество. Уроните свечку, и она расколется. Но если воск нагревать, он становится пластичным. Вывороченные при ремонте тротуара плитки асфальта, сложенные грудой и оставленные в таком виде под лучами солнца на длительное время, в конце концов расплывутся и деформируются.
Смотря на смятые слои мрамора или известняка, мы понимаем, что они испытали пластическую деформацию, и нам кажется, что силы сжатия, приложенные к ним, были очень велики, т. к. породы твердые. На самом деле прилагать большие усилия совсем не обязательно. Все зависит от времени, и если очень долго (сотни тысяч и миллионы лет) создавать небольшое усилие, то твердые на первый взгляд слои горных пород будут изгибаться, подобно слоям из пластилина.
Наблюдая толщи горных пород, смятые в складки, кажется, что формы складок бесконечно разнообразны. На самом деле их можно свести к нескольким основным типам и легко различать в кажущемся хаосе различных по форме и по размерам складок (рис. 37–39 на цветной вклейке).
Два типа складок являются главными: антиклинальная и синклинальная (рис. 17.9). Первая складка характеризуется тем, что в ее центральной части, или ядре, залегают более древние породы; во второй — более молодые. Эти определения не меняются, даже если складки наклонить, положить на бок или перевернуть.
Рис. 17.9. Антиклинальная (А) и синклинальная (Б) складки.
В ядре антиклинали располагаются более древние породы, чем на крыльях.
В синклинали — наоборот
У каждой складки существуют определенные элементы, описываемые всеми геологами одинаково: крыло складки, угол при вершине складки, ядро, свод, осевая поверхность, ось и шарнир складки (рис. 17.10, 17.11).
Рис. 17.10. Основные элементы складки: 1 — крыло складки;
2 — осевая поверхность складки; 3 — угол при вершине складки;
4 — ось складки (линия пересечения осевой поверхности с горизонтальной плоскостью);
5 — шарнирная линия складки; 6 — замок складки
Рис. 17.11. Соотношение между осевой поверхностью складки (1), осью складки
(2) и шарнирной линией складки (3). При наклонном положении складки ось
и шарнирная линия в пространстве не совпадают
С помощью этих понятий, обозначающих разные части (элементы) складок, их легко классифицировать. Например, характер наклона осевой поверхности складки позволяет выделять следующие виды складок: 1) прямые, 2) наклонные, 3) опрокинутые, 4) лежачие, 5) ныряющие (рис. 17.12).
Рис. 17.12. Классификация складок по наклону осевой поверхности и крыльев
(складки изображены в поперечном разрезе). Складки: 1 — прямая, 2 — наклонная,
3 — опрокинутая, 4 — лежачая, 5 — ныряющая
Особенно интересны складки с разными по форме сводами. Нередко можно наблюдать складки «острые», напоминающие зубья пилы, или, наоборот, с очень плавными, округлыми сводами (рис. 17.13). В Горном Дагестане широко распространены крупные складки, называемые «сундучными» и «корытообразными». Они сложены толщами плотных известняков, изогнутых вверх наподобие сундуков и вниз — корыт. На обрывистом краю одной такой сундучной складки располагается знаменитый аул Гуниб, последний оплот восставшего Шамиля.
Рис. 17.13. Типы складок по форме замка: 1 — острые, 2 — округлые,
3 — сундучные, 4 — корытообразные; по углу при вершине складки: 5 — открытые,
6 — закрытые, 7 — изоклинальные, 8 — веерообразные
Проведем простой опыт: возьмем любой журнал и начнем его сгибать в складку. Мы увидим, что страницы скользят и смещаются друг относительно друга и без такого скольжения изгиб журнала вообще невозможен. Точно так же ведут себя и слои горных пород, сминаемые в складку. Они скользят друг по другу, и при этом в своде складки мощность слоев увеличивается, т. к. материал слоев, раздавливаясь на крыльях, нагнетается и перемещается в своды складок. Такие складки называются подобными, потому что углы наклона всех слоев в крыле складки одинаковы и не меняются с глубиной. Но есть другой тип изгиба, когда, наоборот, мощность слоев остается везде неизменной, но при этом форма свода складки должна изменяться (рис. 17.14). Такие складки называются концентрическими.
Рис. 17.14. Складки: 1 — концентрические, 2 — подобные
Существует еще один очень интересный тип складок — диапировый. Образуется он в том случае, когда в толщах горных пород присутствуют пластичные и относительно легкие породы, например, такие как соль, гипс, ангидрит, реже глины. Плотность соли (2,2 г/см3) меньше, чем плотность осадочных пород (в среднем 2,5–2,6 г/см3).
В далекие времена ранней перми на месте Прикаспийской впадины существовала морская лагуна, залив. Климат был сухой, жаркий, и морская вода, попав в залив, периодически испарялась, а на дне откладывался тонкий слой соли. Так продолжалось сотни тысяч лет, и постепенно накапливавшаяся соль образовала пласт мощностью в десятки и сотни метров. Это очень большая мощность, и чтобы ее наглядно представить, посмотрите на главное здание Московского государственного университета им. М. В. Ломоносова. От асфальта до 24-го этажа будет ровно 125 м.
Со временем климат и условия изменились и пласт соли, медленно погружаясь, был перекрыт уже другими осадочными породами — песками, глинами, известняками. Но соль легче перекрывающих ее пород, она менее плотная. Возникла инверсия плотности, т. е. легкая масса внизу, а более тяжелая — наверху. Это состояние неустойчиво, и достаточно небольших движений, например поднятия какого-то блока земной коры под соленосным пластом, как соль начинает перетекать, двигаться и при этом вести себя как очень вязкая жидкость. Как только на пласте соли образуются вздутия, сразу же начинает действовать Архимедова сила и соль благодаря своей относительной легкости движется вверх и всплывает в виде гигантской капли или гриба.
Всплывая, соль приподнимает слои, залегающие выше, деформирует их и прорывает, появляясь иногда на поверхности в виде соляного купола (рис. 17.15). Такие диапировые складки и купола широко распространены в Прикаспийской впадине, в которой имеются соляные толщи кунгурского яруса перми, образовавшиеся примерно 265–260 млн лет тому назад. За это время выше слоя соли накопилась толща осадочных пород мощностью в несколько километров. Соль, приведенная в неустойчивое состояние тектоническими движениями, постепенно всплывала, образуя соляные купола и диапировые складки. Поскольку соль в ядре складки обладает куполовидной формой, то на поверхности мы наблюдаем структуру, напоминающую разбитую тарелку, т. к. в стороны от купола отходят радиальные разломы, а между ними наблюдаются концентрические трещины. Соляные купола растут очень медленно, примерно на 1–3 см в год. Но за многие миллионы лет они «проходят» путь в несколько километров.
Рис. 17.15. Строение соляного купола, ядро которого очень сильно
дислоцировано, а по краям — оторочка гипса (вертикальная штриховка)
Геологами хорошо изучена форма соляных куполов во многих районах Белоруссии в Припятском прогибе, в Северной Германии,
в Мексиканском заливе и других местах. Часто купола похожи на перевернутые капли, причем нередко они оторваны от основного слоя соли и уже «всплывают» сами по себе. Иногда верхняя часть такой гигантской капли расплывается в стороны, и тогда соляной купол приобретает форму гриба на тонкой ножке.
Образование диапировых складок и соляных куполов хорошо поддается моделированию в лабораторных условиях, в котором роль соли и осадочных пород играют специально подобранные жидкости с различной плотностью, при этом размер и время формирования модели соляных куполов сокращаются в тысячи раз, но благодаря пропорциональному уменьшению вязкости эквивалентного материала сохраняются условия подобия реальным структурам.
Изучение районов с соляными пластами и куполами важно потому, что соль является хорошим экраном или покрышкой для нефти и газа, не пропуская их вверх. Поэтому под солью могут находиться нефтегазовые месторождения.
Уже говорилось о том, что явления диапиризма связаны с присутствием в геологическом разрезе пластичных толщ — соли, гипса, мергелей и глин. В последнем случае развивается глиняный диапиризм, хорошо известный в неогеновых отложениях Керченского и Таманского полуостровов, Средне-Куринской впадины, на Юго-Восточном Кавказе. В тесной связи с глиняным диапиризмом находятся явления грязевого вулканизма, для проявления которого, помимо пластичных глинистых толщ, необходимы пласты, насыщенные водой и газом. В толще таких пластов, на глубине, возникает аномально высокое пластовое давление, превышающее гидростатическое. Если такой участок будет нарушен разрывом, то в него устремится смесь воды, глины и газа и произойдет извержение грязевого вулкана, высота которого может достигать десятков и даже сотен метров, как, например, в Кобыстане, недалеко от Баку.
Чаще всего мы видим смятые в складки слои горных пород в поперечном разрезе, в котором они выглядят наиболее эффектно (рис. 17.16–17.19).
Рис. 17.16. Закрытая складка. Карбонатный флиш. Таласский хребет,
Северный Тянь-Шань (фото Н. С. Фроловой)
Рис. 17.17. Сильно сжатые, почти изоклинальные складки во флишевых отложениях
Таласского хребта, Северный Тянь-Шань (фото Н. С. Фроловой)
Рис. 17.18. Складки в тонкослоистой карбонатно-глинистой толще в Таласском
хребте, Средняя Азия, Тянь-Шань (фото Н. С. Фроловой)
Рис. 17.19. Одиночная складка в горизонтально залегающих меловых
отложениях в низовьях р. Лены, Восточная Сибирь
Но если разрезать складку в горизонтальной плоскости, то мы получим форму складки в плане. И можно убедиться, что складки в этом сечении также разнообразны: они могут быть вытянутыми, очень длинными, но узкими — линейными или, наоборот, овальными, почти круглыми — брахискладками; иногда они приобретают квадратную форму (в разрезе — корыта или сундуки, о которых говорилось выше). Замыкание антиклинальной складки в плане называется переклиналью, а синклинальной — центриклиналью (рис. 17.20). Разнообразие формы складок зависит от свойств горных пород и от направления действия силы, приложенной к пластам.
Рис. 17.20. Складки в плане. 1 — линейная антиклинальная складка,
2 — брахискладка синклинальная. А — периклиналь —
замыкание антиклинальной складки.
Б — центриклиналь — замыкание синклинальной складки
Как правило, в горных областях наблюдается сложное сочетание складок в большом объеме пород, т. е. все пространство занято складками, переходящими друг в друга. Обычно такое сочетание складок называют полной складчатостью в противоположность прерывистой складчатости, характеризующейся тем, что отдельные складки разделены обширным пространством с горизонтальным залеганием пород, как, например, на Русской плите, где мы наблюдаем пологие отдельные складки, иногда называемые валами (рис. 17.19). Сочетание складок в областях с полной складчатостью приводит к образованию антиклинориев (с преобладанием антиклинальных складок) и синклинориев
(с преобладанием синклинальных) (рис. 17.21).
Рис. 17.21. Антиклинорий (1) и синклинорий (2)
Каким же образом возникают различные типы складок? Какие силы и сколько времени должны действовать на пласты горных пород, чтобы их перекрутить, как веревку? Был ли этот процесс относительно быстрым или растягивался на десятки миллионов лет? Были ли силы, приложенные к пластам горных пород, исключительно большими или, наоборот, очень слабыми, но действовали длительное время? Всеми этими вопросами занимается та ветвь геологической науки, которая называется тектоникой. Именно тектоника рассматривает различные виды структур и условия их образования. Механизмы формирования практически всех известных типов складок можно свести к трем главным типам.
Первый тип — это складки поперечного изгиба. Они образуются в том случае, когда сила, сминающая горизонтально залегающий пласт, направлена перпендикулярно к нему (рис. 17.22Б).
Рис. 17.22. Складчатость: А — продольного изгиба; Б — поперечного изгиба;
В — нагнетания. Стрелками показано направление движения масс
Второй тип складок — это складки продольного изгиба. В данном случае силы направлены вдоль пластов по горизонтали (рис. 17.22А). Такой тип складок можно получить, сжимая на столе толстую пачку листов бумаги. При этом отчетливо будет видно, как листы бумаги, сминаясь в складки, скользят друг по другу, иначе, как уже говорилось, смять их невозможно. Представим себе, что продольное сжатие испытывают слои разной вязкости: твердые песчаники и мягкие глины. При общем смятии более податливые глины будут сильнее раздавливаться и выжиматься с крыльев складок в их своды, которые будут увеличиваться в объеме. В них как бы накачивается, нагнетается пластичная глина.
Третий тип складок — это складки течения, или нагнетания (рис. 17.22В). Они свойственны таким пластичным породам, как глины, гипс, каменная соль, ангидрит, каменный уголь. Складки из таких пород отличаются очень прихотливой формой. Надо отметить, что при высоких температурах, которые существуют на глубине несколько километров, пластичными становятся даже такие прочные породы, как кварциты, мраморы, известняки и песчаники.
Таким образом, формирование складок — это сложный и, самое главное, очень длительный процесс. Стоит обратить внимание на время, которое в геологии играет важную роль. Не следует думать, что складка может образоваться в течение нескольких лет. Этот процесс занимает миллионы, реже сотни тысяч лет. Тогда и силы, приложенные к пластам горных пород, могут быть не столь значительны, но зато устойчиво действовать длительное время, а горные породы ведут себя при этом как очень вязкая жидкость. Вместе с тем эти же породы обладают твердостью и хрупкостью. Если к ним быстро приложить какую-нибудь силу, например резко ударить молотком, они расколются, но при медленном сдавливании «потекут» и начнут деформироваться.
Где мы наблюдаем наиболее сложно построенные складчатые пояса, в которых нагромождение складок занимает огромные пространства? Это прежде всего участки столкновения — коллизии — крупных континентальных литосферных плит, например Евро-Азиатской и Африканской, между Азиатской и Индостанской, где возник грандиозный складчатый пояс Гималаев. Или это участки земной коры, в которых океанская плита погружается — субдуцирует в силу своей большей плотности — под континентальную (северо-восточная окраина Азии, Южно-Американские Кордильеры и др.). Именно в этих зонах, хотя и медленно, в течение сотен миллионов лет со скоростью 2–8 см в год, происходит сближение и взаимодействие колоссальных масс земной коры, которые и вызывают смятие, коробление и перемещение осадочных и вулканогенных пород.
До сих пор речь шла о таких деформациях пластов горных пород, которые не нарушали сплошности пласта, хотя пласт при этом мог сильно изгибаться. Иными словами, даже в самых сложных складках можно проследить какой-либо пласт, выбранный нами наугад, по всей складке как в поперечном, так и в продольном разрезах.
Однако если тектонические напряжения растут, то в какое-то время может быть превышен предел прочности горных пород, и тогда они должны будут разрушиться или разорваться вдоль некоторой плоскости — образуется разрывное нарушение, разрыв или разлом, а вдоль этой плоскости происходит смещение одного массива относительно другого.
Тектонические разрывы, как и складки, чрезвычайно разнообразны по своей форме, размерам, величине смещения и т. д. Для того чтобы разобраться в разрывных нарушениях, надо определить некоторые их элементы, как и в случае со складками (рис. 17.22 а).
Рис. 17.22 а. Трещины в известняках верхнего адовика
(Канада, Онтарио; фото A. Miall)
Так, в любом разрыве всегда присутствуют поверхность разрыва, или сместитель, и крылья разрыва, или два блока горных пород, расположенные по обе стороны от поверхности разрыва, которые и подвергаются смещению (рис. 17.23). Так как в большинстве случаев поверхность разрыва наклонена, то блок пород или крыло, располагающееся выше сместителя, называют висячим — оно как бы «висит» над ним, а блок, располагающийся ниже — лежачим. Перемещение крыльев друг относительно друга по сместителю является очень важным показателем, его величина называется амплитудой смещения.
Рис. 17.23. I — Элементы сброса. Блоки (крылья): 1 — поднятый (лежачий),
2 — опущенный (висячий), 3 — сместитель, 4 — амплитуда по сместителю,
5 — стратиграфическая амплитуда, 6 — вертикальная амплитуда,
7 — горизонтальная амплитуда.
II — блок-диаграммы: А — сброса, Б — взброса.
Крылья: 1 — лежачее; 2 — висячее; 3 — сместитель
По амплитуде смещения мы судим о том, маленькое или большое было смещение по разрыву. Но это смещение можно отсчитывать как по сместителю, так и по вертикали и горизонтали.
Существует несколько главных типов разрывов — это сброс, взброс (надвиг), покров (шарьяж) и сдвиг. Понять, что они собой представляют, позволяет рис. 17.24. Хорошо видно, что при сбросе поверхность разрыва наклонена в сторону опущенного блока, при взбросе — наоборот, как и при надвиге, только в последнем случае поверхность разрыва более пологая. У покрова поверхность разрыва близка к горизонтальной. Во всех этих случаях смещение имеет вертикальную и горизонтальную компоненты, а при сдвиге смещение происходит вдоль поверхности разрыва (любого наклона) и имеет только горизонтальную компоненту.
Рис. 17.24. Различные типы тектонических разрывов: 1 — сброс; 2 — взброс;
3 — надвиг; 4 — сдвиг; 5 — покров: А — аллохтон; Б — автохтон; В — тектонический
останец; Г — тектоническое окно, Д — корень покрова; 6 — вертикальный сброс,
Горный Алтай (фото Б. М. Богачкина)
Можно легко убедиться в том, что совершенно безразлично, двигался ли один блок, а другой был неподвижен, или они оба перемещались на одно и то же расстояние, либо на разные расстояния. Важен конечный результат, и всегда сбросом будет называться разрыв, поверхность которого наклонена в сторону относительно опущенного блока или крыла.
В случае покрова (шарьяжа) выделяют автохтон — породы, по которым перемещается тело покрова, и аллохтон, собственно покров. Передняя часть покрова называется фронтом покрова, а обнажающийся автохтон из-под аллохтона в результате эрозии — тектоническим окном. Расчлененные участки фронтальной части аллохтона называются тектоническими останцами (см. рис. 17.24).
Разрывные нарушения могут встречаться поодиночке, а могут образовывать сложные системы, например многоступенчатые грабены и горсты.
Грабен — это структура, ограниченная с двух сторон сбросами, по которым ее центральная часть опущена (рис. 17.25).
Рис. 17.25. Сочетание разрывных нарушений: 1 — ступенчатые сбросы;
2 — грабен; 3 — горст; 4 — листрические сбросы;
5 — грабены и горсты в сложном рифте
Если сбросов с двух сторон много и они параллельны друг другу, то образуется сложный многоступенчатый грабен. Прослеживаясь на тысячи километров и образуя сложные кулисообразные цепочки, системы крупных, многоступенчатых грабенов называются рифтами или рифтовыми системами. Хорошо известна Великая Африкано-Аравийская система рифтов, прослеживаемая от южной Турции через Левант в Красное море и далее от района Эфиопии на юг Африки до реки Замбези. Длина такой континентальной рифтовой системы составляет более 6500 км, и образовалась она, по геологическим понятиям, совсем недавно, всего лишь 15–10 млн лет тому назад (рис. 17.26).
Рис. 17.26. Схематические профили, показывающие развитие Кенийского
сложного грабена (Восточная Африка) с позднего миоцена до современности.
Черные точки и штрихи — вулканические покровы разного возраста
Знаменитое озеро Байкал, крупнейшее в мире хранилище пресной воды, как раз и приурочено к асимметричному грабену, в котором наибольшая глубина озера достигает 1620 м, а глубина днища грабена по осадкам плиоценового возраста (4 млн лет) составляет 5 км (рис. 17.27). Байкальский грабен многоступенчатый и является частью сложной рифтовой системы молодых грабенов, протягивающейся на 2500 км. Такие же рифтовые системы, состоящие из грабенов, известны в Европе — Рейнский грабен, древние грабены Осло, Викинг в Северном море;
в Северной Америке — Рио-Гранде.
Самые грандиозные рифтовые системы Земли, состоящие из узких грабенов, приурочены к сводам срединно-океанских хребтов. Их общая длина превышает 80 тыс. км. И там их формирование связано с постоянным растяжением океанской коры ввиду того, что из мантии Земли все время поступают базальты, которые наращивают океаническую кору. Этот процесс называется спредингом.
Рис. 17.27. Поперечный профиль через грабен оз. Байкал
Горстом называется структура, обладающая формой, противоположной грабену, т. е. центральная ее часть поднята. Это связано с тем, что грабен — провал, связанный с растягивающими усилиями, тогда как образование горста обусловлено сжатием.
Покров. Пожалуй, никакие другие типы разрывов не вызывали таких ожесточенных споров, порой драматических, среди геологов, как покровы. «Родиной» покровов считаются Альпы, где их впервые описали в конце прошлого века.
Покровы и надвиги составляют характерную черту горно-складчатых сооружений, испытавших сильное сжатие, например Альпы, Пиренеи, Большой Кавказ, Канадские Скалистые горы, Урал и т. д. (рис. 17.28). В настоящее время установлены покровы в Аппалачских горах востока Северной Америки, переместившиеся на запад по очень пологой поверхности более чем на 200 км с востока.
Рис. 17.28. Тектонический покров. 1 — поверхность разрыва; 2 — аллохтон (тело покрова);
3 — автохтон; 4 — тектоническое окно; 5 — тектонический останец.
D1 — нижний девон. К — мел
Еще более яркий пример — это Скандинавские горы, которые, протягиваясь с юга на север на 1500 км, представляют собой гигантский покров, надвинутый по горизонтальной поверхности с запада, со стороны Атлантики, на древние кристаллические толщи Балтийского щита на расстояние более 250 км. Из-под разрушенного и размытого покрова (аллохтона) местами в тектонических окнах проглядывают породы автохтона, т. е. тех толщ, по которым покров двигался.
Покровы и надвиги интересны тем, что под ними могут залегать важные полезные ископаемые, особенно нефть и газ. Но на поверхности никаких признаков нефти нет, и, чтобы добраться до нее, надо пробурить 3–4 км совсем других пород — аллохтона, что было сделано в Аппалачах и Предкарпатье, да и во многих других местах.
Запад Северной Америки — Калифорния — это район частых и сильных землетрясений, причем последнее и очень мощное произошло в конце 1993 г., когда разрушения охватили крупный город Лос-Анджелес. Виновником этих землетрясений является знаменитый тектонический разрыв-сдвиг Сан-Андреас, т. е. сдвиг Святого Андрея (рис. 17.29). При сдвиге два блока горных пород перемещаются вдоль плоскости разрыва. Именно такая картина и наблюдается в сдвиге Сан-Андреас, причем величина среднего смещения оценивается примерно в 1 м за 100 лет. Непрерывными движениями по этому сдвигу смещаются русла рек, разрушаются и смещаются бетонные желоба для воды, изгороди. Наряду с медленными смещениями случаются и мгновенные подвижки, которые вызывают землетрясения.
Рис. 17.29. Сдвиг Сан-Андреас в Калифорнии (США).
Города Сан-Франциско и Лос-Анджелес находятся
в опасной сейсмической зоне
Большие массы горных пород, смещаемые вдоль какой-либо поверхности разрыва, благодаря своему огромному весу оказывают друг на друга мощное давление, под воздействием которого образуется гладкая, отполированная поверхность в горных породах, называемая зеркалом скольжения.
Если между перемещающимися блоками горных пород попадают твердые обломки, то на зеркалах скольжения появляются штрихи и борозды, выдавленные этими обломками. Нередко в зоне разрыва наблюдается скопление остроугольных обломков разного размера за счет дробления блоков при смещении, иногда сцементированных глиной, образовавшейся из тонко перетертых обломков. Такие породы называются тектонической брекчией, или милонитом. В крупных разрывных нарушениях мощность милонитов может достигать десятков метров.