Геология / 4 курс / Структурный анализ / Казаков_Заика-Новаций

стиранию на сотни километров. На северо-востоке Скибовая зона надвинута на молассы Предкарпатья, а на юго-западе граничит на значительном расстоянии с Силезской зоной по региональному надвигу. Ширина зоны изменяется от 15 до 40 км.

Слагающие Скибовую зону надвиговые структуры возникли из антиклинальных складок, которые были разорваны в своих присводовых частях, сорваны со своего основания, а образовавшиеся при этом чешуи были последовательно надвинуты друг на друга

всеверо-восточном направлении. Всего К. Толвинским, польским геологом, возглавлявшим геологическую съемку Скибовых Карпат

в20—30 годах, выделено шесть крупных чешуй (скиб): Береговая, Оровская, Сколевская, Парашки, Зелемянка и Рожанка. В настоя­

щее время удовлетворительно изучена лишь крайняя северо-вос- точная Береговая скиба в связи с поисками и разведкой перекры­ тых ею поднадвиговых структур внутренней зоны Предкарпатского прогиба.

Береговая скиба прослеживается на расстоянии около 200 км

200

жирные линии — межзональные разломы; штрих-пунктир — текто­ нические покровы-скибы. Индексы общепринятые. Палеогеновые от­ ложения заштрихованы

при ширине не более 12 км и сложена преимущественно палеогено­ выми отложениями. В ее северо-западной части развиты крутые, узкие, опрокинутые к северо-востоку складки, осложненные надви­ гами и поперечными разрывами. В районе Борислава скиба при­ обретает форму клина, подрезанного надвигом, падающим под углом 40° к юго-западу. В пересечении через г. Долину в ней вы­ деляются две антиклинали, сложенные в сводовых частях верхним мелом. Юго-восточнее Береговая скиба размыта и в тектоническом полуокне наблюдаются палеогеновые отложения внутренней зоны Предкарпатья. На участке Битковекого нефтепромысла скиба име­ ет вид пластины, толщиной до нескольких сотен метров. Фронталь­ ный надвиг Береговой скибы характеризуется переменным углом падения, от очень крутого до полого как по простиранию, так и по падению.

Скибовая зона в целом образует тектонический покров, переме­ щенный на значительное расстояние к северо-востоку и перекры­ вающий большую часть Предкарпатского прогиба. Конфигурация

201

линии надвига Скибовой зоны в плане имеет довольно сложное очертание, что обусловлено различной крутизной поверхности на­ двигания и строением основания Предкарпатского прогиба. Ам­ плитуда перемещения Скибовой зоны изменяется от 15 до 35 км. Тыловой надвиг, разделяющий Скибовую и Силезскую зоны, за ­ легает круче, местами очень круто, в связи с чем его амплитуда

отдельные скибы внутри Скибовой зоны, в то время как последняя в целом должна рассматриваться как мощный тектонический по­ кров, под которым располагается значительная часть внутренней зоны Предкарпатского краевого прогиба. Особенно показательны в этом отношении участки пологого залегания поверхности текто­ нического покрова и видимого горизонтального залегания флишевых ритмов, как это имеет место в Скибовой зоне вблизи г. Бель- ско-Бяла в Польше, где скважины, пробуренные даже в средней части зоны, пройдя несколько сотен метров по флишу, вскрывают молассы Предкарпатского прогиба.

10.5. Тектоническая расслоенность литосферы

Тектонические покровы еще более высоких порядков, обуслов­

нагорье. Ранним элементом надвигания являются гигантские аллохтонные пластины (литопластины). Отслоение аллохтона про­ исходит на больших глубинах в земной коре или даже по границе кора — мантия. Обособившиеся пластины перемещаются в направ­ лении внешних частей складчатой области и прилегающих плат­ форм. Д аж е видимые амплитуды надвигания часто достигают де­ сятков километров. В качестве примера можно привести геологи­ ческое строение Полярного Урала, где породы офиолитовой фор­ мации в виде известного Вой,карского массива протягиваются с севера на юг на расстояние в 300 км и образуют литопластину, погружающуюся к востоку под углами 30—40° при мощности 8— 10 км. Восточнее, структурно выше расположена габбро-амфибо- литовая часть разреза мощностью 8 км, перекрывающаяся силу­ рийскими и девонскими вулканогенно-осадочными толщами, также полого падающими к востоку. Таким образом, здесь мы ви­ дим тектонический покров, в строении которого принимает уча­ стие весь разрез земной коры.

Литопластины, подобные Войкарской, разделены астенослоями, отличающимися пониженной вязкостью и прочностью. В Альпий­ ской складчатой области, как и во многих других областях, роль астенослоев играют серпентиниты, эвапориты и глины. Движение сорванных покровов осуществляется именно вдоль астенослоев,

202

что подтверждается распределением в земной коре и литосфере в целом гипоцентров землетрясений.

Представление о структурно-кинематической неоднородности литосферы, состоящей из разделенных астенослоями литопластин, является новой геотектонической концепцией, развиваемой рядом советских геологов.

Рассмотрим строение астенослоев на примере офиолитовой формации. Обычно офиолитовые пластины складчатых областей испытывают существенную переработку во время диастрофических фаз, выражающуюся в их смятии, дроблении и меланжировании. Подвижность офиолитов определяется процессами серпинтинизации ультраосновных пород (гипербазитов), что приводит к струк­ турному расслоению всего офиолитового комплекса. Характерны морфологически разнообразные складки, вплоть до гигантских ле­ жачих складок (Хабарнинский массив на Южном Урале); чешуи и тектонические клинья (гипербазитовые тела Алтае-Саянской об­ ласти); серпентинитовый однородный (мономиктовый) меланж (массив Рай-Из на Полярном Урале). В дальнейшем, в результа­ те неравномерного послойного перераспределения серпентинитово-

ханическое внедрение холодных плутонических пород или продук­ тов их химического преобразования) куполов, а в местах оттока серпентинитов — компенсационных мульд. Продвижение протрузий обогащает их глыбами вмещающих пород, что приводит к возник­ новению полимиктового меланжа. Вдоль разломов серпентинитовая масса может не только выдавливаться, но и отрываться, от­

ниях, принимающих участие в строении северного крыла и текто­ нических крыльев Бащелак-Южночуйского разлома.

Приведенные выше сведения вполне определенно свидетельст­ вуют о том, что тектоника многих горно-складчатых областей и поясов определяется такой структурной формой, как тектониче­ ские покровы или шарьяжи. Классической областью развития по­ кровной тектоники являются Альпы, отсюда и синоним — альпий­ ская тектоника. Альпы — колыбель многих структурно-геологиче­ ских и геотектонических представлений, десятилетиями питавших гипотезы тектоорогении и, хотя в настоящее время совершенно ясно, что альпийская тектоника не может претендовать на некий глобальный эталон горно-складчатых областей, покровное строе­ ние Альп в своем морфолого-кинематическом аспекте остается не­ зыблемым. Альпийская тектоника как один из реально существую­ щих типов строения горно-складчатых областей заслуживает самого пристального внимания. От выяснения кинематики и дина­ мики, а следовательно, и генезиса альпийских покровов прямо за-

203

2053 м

Бриенцское озеро 566 м

Уровень оз. Тун Молассы Уровень моря

®сНоваи

гельветских покровов

висит решение многих кардинальных вопросов геотектоники. Клас­ сическая картина Швейцарских Альп, созданная А. Геймом, изо­ бражает несколько структурных зон, имеющих общее ЗЮ З — ВСВ

ных зон северной окраины Тетиса. Их осадочные фации представ­ лены отложениями перми (веррукано), мезозоя и палеогена (флиш). Корни гельветид располагаются между центральными массивами или непосредственно к югу от последних.

тральные массивы автохтонны и альпийский орогенез здесь выра­ жался в основном в поднятии.

204

Ф л и ш

Ф л и ш

1924):

Предальп

ческими сланцами и гнейсами. Собственно покровы — это не очень мощные толщи обломочных пород мезозоя, включающие офиолиты и зеленокаменные породы. Следовательно, пенниды происходят из зоны эвгеосинклинали.

К о р н е в а я з о н а п е н н и д располагается непосредственно южнее. Ее отличительная особенность заключается в интенсивной вертикальной тектонической расчлененности. Это узкая полоса круто залегающих, сильно раздавленных клиньев, сложенных по­ родами, в фациальном отношении аналогичных тем, которые сла­ гают пенниды. Часть зоны скрыта под молодыми посттектоническими гранитами.

Эта классическая картина сложнейшей тектоники Швейцарских Альп отражена на рисунках 136, а, б, в.

205

По морфокинематическим признакам альпийские покровы в первую очередь подразделяются на покровы течения (покровные складки) и покровы скалывания (покровы-пластины). Типичным примером покровов течения служат многие Гельветские покровы Альп. Очевидно, они образовались в результате свободного гра­ витационного течения пластичных пород по склону растущего поднятия зоны центральных массивов. Их тыловая часть подверг­ лась воздействию пеннид, что заставляет предполагать, что именно последние выжали из-под себя, содрали с древнего основания и вытолкнули вперед осадочный чехол, который, будучи скученным

пачек сланцев, флиша и в особенности гипсоносной толщи триаса, обладавшей высокой пластичностью. Течение горных масс выра­ жалось в расплющивании и вытягивании складок, перетекании одних складок через другие и в превращении их в самостоятель­ ные покровы. Отдельные антиклинали (антиформы) вблизи своего фронтального края погружаются в направлении перемещения, т. е. являются ныряющими или перевернутыми складками, в то время как их лобовые части несколько вздернуты в связи с нагнетанием материала, вызванном вдавливанием покровов в подстилающие породы автохтона. Последние перед фронтом покровов часто обра­ зуют выдавленные гребневидные антиклинали. Иногда лежачие складки, участвующие в строении покровов течения, настолько сплющены, что могут показаться нормально залегающими пласта­ ми-моноклиналями, и только местами обнаруживаются замки складок или участки прихотливо смятой слоистости, что позволяет избежать грубых ошибок.

Среди складок течения покровов пеннинского типа известны гигантские, иногда идеальной формы лежачие антиклинали ампли­ тудой до 40—50 км. Их ядра сложены гранито-гнейсами, внедряв­

шимися в пластичном состоянии вследствие одновременного мета­ морфизма.

В целом, по-видимому, механизм образования покровов тече­ ния обусловлен несколькими последовательными стадиями разви­

складок с удлиненным крылом, которые стекают с каскада и об­ разуют типичные покровы.

Покровы скалывания обычно сложены твердыми, массивными породами, смещенными по горизонтальной поверхности скалыва­ ния или срыва, которая, как правило, совпадает с горизонтом пла­ стичных пород. Покровы-пластины чаще свойственны древним складчатым областям и, следовательно, характеризуют более глу­ бокие уровни тектонической активности в земной коре. Классиче­ ским примером таких покровов считаются структуры каледонид Шотландии, Норвегии (рис. 137) и Гренландии. По сравнению с альпидами каледониды испытали интенсивную эрозию, благодаря

206

Рис. 137. Разрез северных каледонид восточнее Нарвика (Норвегия — Швеция) (по О. Куллингу и др., 1960):

а — покровный комплекс Раутас; б — покров Абиско; в — покров Севе-Кели; г — покров

чему здесь наблюдаются преимущественно субгоризонтальные надвиговые поверхности нижних покровов с давно размытыми фрон­ тальными частями. В Норвегии шарьяжи сложены тонкими, но развитыми на больших площадях субгоризонтальными слоями

к востоку на край Балтийского щита.

Рассмотренные выше надвиги Скибовой зоны Карпат, возмож­ но, представляют собой верхние структурные уровни покровов скалывания. Строго говоря, скибы этой зоны не принадлежат ни к покровам течения, ни к покровам-пластинам, однако по геофизи­ ческим данным надвиги, ограничивающие скибы, выполаживаясь по падению, сливаются в единую поверхность срыва на глубине в 4—5 км и даже меньше.

Известны и покровы сложного генезиса, сочетающие в себе как явления скалывания, так и течения. Подобную сложную систему покровов описал И. И. Белостоцкий в Динаридах в бассейне р. Деволи (рис. .138).

Как кинематика, так и в особенности динамика процесса покровообразования все еще остаются остро дискуссионными, по­ скольку эта проблема прямо зависит от решения кардинальных вопросов геотектоники, но в настоящее время наиболее признан­ ным является вывод о том, что покровы первоначально образуются в результате горизонтального сжатия, так или иначе возникающе­ го в земной коре, после чего может иметь место гравитационное скольжение возникших покровов. К числу факторов, способствую­ щих такому скольжению, относятся повышенная пластичность и водонасыщенность горных пород, давление перовых вод, длитель­ ность геологического времени и влияние геостатического давления.

Так, Л. В. Беляев (1968, 1973), произведя расчеты условий образования тектонической пластины, ее движения и деформаций, возникших при этом, т. е. рассмотрев механизм шарьяжа, пришел к выводу, что наиболее благоприятны для больших перемещений

207

Рис. 138. Пакет покровов в бассейне р. Деволи и Динаридах (по И. И. Белостоцкому):

верхнего эоцена, 9, — аргиллиты и конгломераты олигоцена). Н и ж н и е ч е ш у и П и н д ­ с к о г о п о к р о в а : 2 а — «внешняя» чешуя (флиш дания и низов палеогена?); 26 — «внут­

ренняя чешуя» (*Р — флиш эоцена с прослоями нуммулитовых известняков); 3 — в е р х н я я

следующие факторы, характеризующие механические свойства «постели» — автохтона, который является не пассивным, как при­ нято считать, а, напротив, весьма активным структурным партне­ ром аллохтона:

1.Относительно низкая вязкость ползучести (вязкость пород ниже предела текучести).

2.Плывунные свойства, возникающие при соответствующем водонасыщении пород.

3.Высокое избыточное давление поровых вод.

10.6.Глубинные разломы

Наряду с тектонической расслоенностью земной коры, струк­ турообразующее значение которой выясняется в наши дни, с кон­ ца сороковых годов, главным образом благодаря работам совет­ ских геологов (в частности, А. В. Пейве), была раскрыта роль глубинных разломов, как основной структурной и исторической формы, определяющей блоковое строение земной коры, ее глав­

208

ную делимость. Наиболее отчетливо глубинные разломы проявле­ ны в геосинклинальных и рифтогенных областях, где они обуслов­ ливают известную контрастную структурно-фациальную зональ­ ность, их высокую мобильность и проницаемость.

В дальнейшем оказалось, что глубинные разломы выкраивают полигональные очертания стабильных блоков земной коры (плат­ форм), срединных массивов и разделяют мегаблоки континентов и океанов. Первоначально доказательства глубинности этого типа структур основывались на их большой протяженности, что ука­ зывало на соответствующую глубину заложения; длительности ^(многократности) смещений, улавливаемых на основе анализа ли- толого-стратиграфических разрезов, свойственных сопрягающимся по разлому блоков; бесспорной связи магматизма с разломами и, что особенно важно, приуроченности гипербазитов, мантийное про­ исхождение которых у петрологов не вызывало сомнений, к наи­ более значимым структурным линиям в горно-складчатых облас­ тях. Широкое применение метода глубинного сейсмического зон­

смещались как слои земной коры, так и кора в целом. О глубин­ ности и даже сверхглубинности рассматриваемых структур свиде­ тельствовала сейсмология, утверждавшая, что гипоцентры земле­ трясений сплошь и рядом концентрируются в узких зонах, уходящих в земную кору и верхнюю мантию, а вдоль окраин кон­

земли. Таким образом, определение «глубинный» конкретизирова­ лось как коровой, сквозькоровой и даже мантийный разломы.

На поверхности глубинные разломы фиксируются как струк- турно-вещественные тела огромной, в сотни и тысячи километров протяженности при ширине во многие сотни метров и первые ки­ лометры, редко первые десятки километров, обычно согласные, реже секущие по отношению к наиболее крупным структурным •единицам данного блока земной коры. Важнейшей задачей, кото­ рую предстоит решить при картировании зон глубинных разломов, является разработка рациональной методики полевого изучения и адекватного изображения на топооснове соответствующего мас­ штаба, а также способов генерализации в более мелком масштабе конкретных элементов структурного парагенезиса — структурно­ вещественных тел разных размеров и порядков. Примеры подоб­ ного картирования еще крайне малочисленны в связи с тем, что такая методика требует большой тщательности, а следовательно, больших затрат времени, но очевидно, что такие усилия оправда­ ны, так как зоны глубинных разломов, как правило, представляют собой рудные поля различных масштабов, а также служат рубе­ жами металлогенической специализации контактирующих блоков. Последнюю особенность еще в 30-е годы выявил В. П. Нехорошев:

209