3.2.2. Основные формы залегания горных пород

Толща осадочных пород состоит из слоев и wiacmoe горных пород. Пластом называют геологическое тело, сложенное преимущественно однородной осадочной породой, ограниченное сверху и снизу при­близительно параллельными поверхностями напластования. Верх­няя поверхность пласта называется кровлей, нижняя — подошвой. По­ложение пласта в пространстве определяется элементами его залега­ния: умом падения и простиранием (азимутом) (рис. 14).

Углом падения пласта называется угол, образованный линией падения плоскости пласта с ее проекцией на горизонтальную пло-

Рис. 14. Элементы залегания пласта

- 103 -

скость. О простирании пласта судят по направлению горизонталей, образующихся при пересечении кровли или подошвы пласта с го­ризонтальными плоскостями. Азимутом простирания пласта на­зывается угол a между северным направлением географического меридиана и горизонталью. Следует учесть, что за простирание при­нимается такое направление, при котором падение пласта происхо­дит вправо от простирания. Элементы залегания можно замерить на выходах пласта на поверхность Земли горным компасом. В замеры должна быть введена поправка на магнитное склонение.

Первоначальное горизонтальное залегание пластов называет­ся ненарушенным. Отклонение от первоначального горизонтально­го залегания пластов называется нарушением или дислокацией. На­рушение может быть с разрывом сплошности пласта и без разры­ва. Очень часто они встречаются совместно. Нарушение с разрывом сплошности пласта называется дизъюнктивной дислокацией. Нару­шения, происшедшие без разрыва сплошности пласта, называются гыикативными дислокациями.

Основной формой нарушения без разрыва сплошности пласта является смадка.

Образование складок в геосинклинальных и платформенных об­ластях протекает по-разному.

Складки геосинклинальных областей.

Простейшими видами складок являются антиклинали и син­клинали. У антиклинали изгиб слоев обращен выпуклостью вверх, у синклинали — выпуклостью вниз.

В каждой складке различают ее элементы (рис 15). Боковые по­верхности складки называются крыльями (1—2, 3—4); зона, в кото­рой сходятся крылья, характеризующаяся максимальной кривиз­ной, — замком или сводом складки (2—3); биссекторная плоскость угла между крыльями складки — осевой плоскостью (5—10—8—7);

- 104 -

линия пересечения осевой плоскости с замком — шарниром (6—9), а проекция шарнира на поверхность Земли — осью складки. Осевой поверхностью называется поверхность, проходящая через шарни­ры всех слоев, слагающих складку. Толща горных пород, лежащая в перегибе антиклинальной или синклинальной складки, является ядром складки (рис. 16).

Рис. 16. Антиклинальная (а) и синклинальная (б) складки:

1 — ядро; 2 — крылья

В ядре антиклинали залегают наиболее древние породы, в ядре синклинали — наиболее молодые. Окончание антиклинальных скла­док называют периклиналью, а синклинальных — центриклиналью.

Длиной складок считается расстояние между их переклинальны- ми или центриклинальными окончаниями, шириной — расстояние между осевыми поверхностями в поперечном сечении, ограничива­ющими складку.

Складки в складчатых областях расположены параллельны­ми рядами, причем антиклинали чередуются с сопряженными с ними синклиналями, что соответствует полной складчатости. Этим складкам присущи значительная удлиненность и большая амплитуда.

По морфологическим признакам выделяют: линейные складки с отношением длины к ширине более чем 10: 1, брахиантиклиналь- ные и брахисинклинальные складки с тем же отношением от 10 : 1 до 2,5 : 1. На окраинах складчатой области длина складок умень­шается, и они могут иметь почти округлую форму (купола). Высо­та складок измеряется многими сотнями метров и даже киломе­трами.

По положению осевой плоскости крыльев в пространстве склад­ки разделяются на прямые, или симметричные, с вертикальной осе­вой плоскостью и симметрично расположенными относительно нее крыльями (рис. 17 а); наклонные, с наклоненной осевой плоско­стью и асимметрично расположенными относительно нее крыльями (рис. 17 б)\ опрокинутые, с наклоненной осевой плоскостью, крылья

- 105 –

складки падают в одну сторону, однако в одном из крыльев пласты находятся в перевернутом залегании (рис. 17 в); лежачие, с горизон­тальной осевой плоскостью (рис. 17 г); перевернутые, с осевой пло­скостью, имеющей обратный наклон (рис. 17 д).

Размеры складок в геосинклинальных областях изменяются в очень широких пределах. Различают структуры надпорядковые, первого, второго и третьего порядков, или в зависимости от разме­ров складкам присваивают различные названия, свидетельствующие о порядке их размеров. Крупные поднятия и опускания, образовав­шиеся в геосинклинальной области, называют мегантиклинориями и мегасинклинориями. По отношению к мегасинклинорию струк­турами второго порядка являются антиклинории и синклинории (рис. 18), ориентировка которых совпадает с общей направленно-

г) д)

Рис. 17. Складки с разным положением осевых поверхностей и крыльев

стью складчатой области. Последние осложнены структурами тре­тьего порядка — антиклиналями и синклиналями.

Складки платформенных областей.

Образование большинства платформенных складок связано с вертикальными тектоническими, дифференцированными по ско­рости и знаку движениями блоков фундамента по образовавшимся в нем разломам. Эти движения охватывают не только фундамент, но и покрывающий его осадочный чехол. Тектонические движения слу­жат причиной перерывов в осадконакоплении и размывов, которые фиксируются в осадочном чехле платформенных складок (рис. 19 а). Однако эти перерывы характеризуются очень малыми углами несо­гласий, называемых платформенными несогласиями. Каждое несо­гласие является отражением тектонической фазы в формировании платформы.

- 106 –

Наряду со складками тек­тонического происхождения в платформенных областях рас­пространены поднятия, в фор­мировании которых тектони­ческий фактор практически не играет роли. Так, поднятие мо­жет образоваться в результа­те облекания более молодыми осадочными слоями неровно­стей эрозионного рельефа, ри­фовых массивов. Такие плат­ф

орменные поднятия называют­ся структурами облекания (рис.

1

Рис. 18. Схемы антиклинория (а)

и синклинория (б)

9 б). Образование поднятий может быть связано с различ­ным уплотнением разных ви­дов горных пород. Известно, что под действием горного давле­ния глинистые породы уплотняются значительно сильнее, чем пес­чаные. В результате над песчаными линзами могут формироваться структуры уплотнения (рис. 19 в).

В отличие от складок геосинклинальных областей, платформен­ные складки имеют значительно меньшие амплитуды и удлинен­ность. Вследствие этого наклон крыльев их невелик. Обычно он из­меряется долями градуса и лишь изредка достигает нескольких гра­дусов. Платформенные складки не сопряжены с отрицательными структурами, поэтому их часто называют прерывистыми.

Рис. 19. Генетические типы платформенных структур:

а — тектоническая платформенная (возрожденная) складка; б — структура уплотнения; в — структура облекания.

1 — песок; 2 — глина; 3 — известняк

- 107 –

Для платформенных областей характерны следующие морфо­логические типы структур (рис. 20): брахиантиклинальные складки с отношением длины к ширине от 5:1 и менее, купола, структурные носы, структурные террасы. Широко распространены на платфор­мах флексуры — коленообразные изгибы слоев (рис. 21). Во флек­сурах выделяют поднятое (верхнее) и опущенное (нижнее) крылья с почти горизонтальным залеганием слоев и соединительное крыло с очень крутым залеганием слоев. Зачастую они служат отражением в осадочном чехле разрывных нарушений фунда­мента.

По положению осевой плоскости и крыльев в пространстве сре­ди платформенных складок выделяют прямые и наклонные.

Весьма важным признаком платформенных структур являет­ся степень прослеживания складок в осадочном чехле. С этой точки зрения выделяют структуры: сквозные, с замкнутыми контурами во всех горизонтах осадочного чехла; погребенные с замкнутыми кон­турами только в нижних горизонтах; навешенные, замкнутые толь-

- 108 –

ко в верхних горизонтах; дисгар­моничные, теряющие замкну­тую форму в верхних и нижних горизонтах.

Размеры платформенных структур изменяются в широких пределах. Кроме рассмотренных Рис. 21. Флексура

выше надпорядковых структур —

антеклиз и синеклиз, выделяют структуры первого порядка. В преде­лах антеклиз это своды, впадины, седловины. Структуры первого по­рядка осложнены структурами второго порядка — залами или отдель­ными (локальными) поднятиями, относимыми к структурам третье­го порядка. Локальные поднятия зачастую осложняют валы. Кроме того, валами принято называть зоны развития локальных поднятий, характеризующихся общностью простирания и площадью распро­странения. Валы и локальные поднятия — это основные объекты для поисков нефти и газа.

Диапиры. Особым видом складок являются диапиры (купола про­тыкания). Их образование связано с выдавливанием солей или глин в покрывающие их породы. В результате образуются диапировые ядра разнообразной формы, над которыми покрывающие породы приобретают форму купола, осложненного разрывными нарушения­ми (рис. 22). Примером диапировых складок могут служить соляные купола в Эмбенском районе Прикаспия, с которыми связаны залежи нефти. Эти купола имеют самые различные размеры, достигая порой в диаметре десятков километров.

Разрывные нарушения со смещением слоев. Смещение горных по­род в процессе тектонических движений участков земной коры про­исходит по разрывным нарушениям, или разломам.

Р

Рис. 22. Схематический разрез соляного купола

азломы — это крупные разрывные нарушения земной коры, рас­пространяющиеся на большую глубину и имеющие значитель­ные длину и ширину. С разло­мами нередко связаны различ­ные геологические образования - брекчии трения, дайки, жилы рудных тел и т.п. Изучение этих геологических образований по­зволяет судить о глубине разло­ма и его истории, а также о нали­чии самого разлома, поскольку совокупность связанных с раз­ломом геологических образова­ний придает ему в плане форму вытянутого пластинообразного

- 109 –

тела, секущего слоистую структуру осадочной толщи пород. Поло­жение приразломного тела на глубине можно определять по изме­нению магнитного поля. Так, резкие линейные магнитные анома­лии в океанах интерпретируются как отражение разломов, подводя­щих основные по составу магмы с глубины и т.п. С разломами связа­ны также зоны дислокационного метаморфизма, под которыми по­нимают зоны трещиноватости, дробления, разрывов и смятия. Кро­ме того, разломы можно рассматривать как зоны геохимических из­менений, зоны рудных концентраций, зоны размещения магмати­ческих тел.

Прилегающие к разлому участки горных пород называются кры­льями (рис. 23). Крыло, перекрывающее разлом, называется вися­чим, а крыло, перекрываемое разломом, — лежачим. Расстояние между сопряженными точками по разлому называется длиной сме­щения, а по вертикали — его амплитудой.

Рис. 23. Схема разрыва со смещением слоев

Крылья: 1 — лежачее; 2 — висячее; 3 — тектоническая брекчия. /—/— сместитель

Основные виды разрывных нарушений.

Сбросом называется разрывное нарушение, у которого висячее крыло относительно лежачего смещено вниз (рис. 24). Скважины, пе­ресекающие сброс, фиксируют выпадение части пластов из разреза.

Взбросом называется разрывное нарушение, у которого висячее крыло относительно лежачего смещено вверх, что в разрезе скважин фиксируется повторением одних и тех же пластов. У взбросов угол наклона сместителя всегда больше 60°.

Разрывные нарушения, по форме напоминающие взбросы, но с меньшими углами наклона разрывного нарушения, называются надвигами (рис. 25). Пологие надвиги с огромной зоной перекры­тия называются шарьяжами. Надвиговое крыло шарьяжей называ-

- 110 –

ют покровом или аллохтоном, а поднадвиговое крыло — автохтоном. Под действием денудационных процессов отдельные части аллохто­на могут быть размыты вплоть до обнажения под ним участков ав­тохтона. Выход на поверхность автохтона среди пород аллохтона на­зывается тектоническим окном (рис. 26).

Формы разрывных нарушений (рис. 27). Грабеном называется блок горных пород, ограниченный разрывными нарушениями и опущен­ный относительно смежных с ним блоков. К грабенам нередко приуро­чены речные долины, а на дне океанов — подводные долины (рифты).

Горстом называется ограниченный разрывными нарушениями блок горных пород, поднятый относительно смежных с ним блоков. Горсты могут быть тесно связаны с антиклинальными складками, а также могут быть самостоятельными структурными формами.

Сбросовая ступень представляет собой несколько блоков, сту­пенеобразно смещенных относительно друг друга по параллельным плоскостям. Сбросовые ступени могут ограничивать горсты и грабе­ны, а также существовать независимо вдоль границ крупных подня­тий и прогибов.

- 111 –

3

Останец^ у

Рис. 26. Схема шарьяжа

.2.3. Топография океана

Все континенты окружены мелкой, преимущественно равнин­ной платформой, называемой континентальным шельфом. Он как бы продолжает материковую часть земной коры, медленно погру­жающуюся под воду с уклоном в 1 ⁰ до бровки шельфа, после кото­рой уклон дна океана резко возрастает. Шельфовая бровка распо­лагается в среднем на глубине 140 м. Ширина шельфа меняется от 0,8 км до более чем 800 км. Средняя ширина по всей планете состав­ляет 80 км.

В геологическом отношении шельф является частью матери­ка (см. рис. 28). При бурении на нем встречаются те же осадочные

- 112 –

породы, что и на побережье. Многие материковые структуры, такие как сбросы и складки, продолжаются на шельфе. Например, гигант­ское нефтяное месторождение Уилмингтон сформировано антикли­налью и расположено частично на побережье (Лонг-Бич, штат Ка­лифорния), частично — вне побережья. Сброс Сан-Андреас находит­ся в прибрежной зоне Северной Калифорнии на континентальном шельфе.

В ходе эволюции Земли уровень моря неоднократно повышал­ся и понижался, и шельф представляет собой ту часть суши, которая лишь на данном этапе покрыта водой. Шельф является зоной интен­сивных нефтепоисковых работ и нефтедобычи, на нем встречаются материнские породы, коллекторы и ловушки, аналогичные конти­нентальным.

Далее от бровки, в сторону моря, континентальный шельф пе­реходит в материковый склон, имеющий уклон около 4°, который заканчивается океаническим дном (ложем океана). Материковый склон является геологической окраиной материков.

Во многих шельфах и склонах есть подводные каньоны, образовав­шиеся за счет эрозии (см. рис. 29). Зачастую они тянутся с мелко­водных участков практически до самого дна и имеют глубину до не­скольких сотен метров. Это явление довольно широко распростра­нено по всему миру, в том числе у устьев крупных рек, таких как Миссисипи, Амазонка, Ганг, Нигер, Нил и многие другие.

Стечением времени подводные каньоны углубляются и отложе­ния переносятся вниз суспензионными течениями — массами воды, содержащими взвешенные частицы отложений песчаного, алеври­тового и пелитового размеров. Суспензионные течения оказываются тяжелее обычной морской воды и за счет силы тяжести переносятся вниз по каньону аналогично тому, как вода в реке передвигается по речному руслу под действием гравитации. Источником суспензион­ных течений могут быть реки, выносящие в океан большое количе­ство отложений. Считается, что они способствуют процессам эрозии в подводных каньонах.

- 113 –

Суспензионное течение будет продолжать свое движение вниз по подводному каньону до самого конца склона. Когда течение дости­гает относительно плоского участка на дне океана, оно останавлива­ется, и на этом месте образуются отложения, которые впоследствии могут служить хорошими коллекторами для нефти и газа.

Наиболее глубокие участки океанического дна называются океа­ническими желобами (впадинами), это вытянутые узкие понижения, расположенные в большинстве случаев вдоль краев ложа океана. Ко многим глубоководным впадинам приурочены острова с действую­щими вулканами.

Срединно-океанический хребет расположен в основном в середи­не Атлантического океана и является самой длинной горной систе­мой в мире. Его можно проследить на протяжении почти 80 тыс. км. Хребет проходит по Атлантике, затем огибает Южную Африку, про­ходит по Индийскому океану между Австралией и Антарктидой и за­канчивается в восточной части Тихого океана (см. рис. 30).

Рис. 30. Карта срединно-океанического хребта

В нескольких местах хребет разветвляется: в Индийском океане часть его отходит в Аденский залив и Красное море. Ширина хреб-

-114 –

та очень большая и составляет в среднем около 1600 км, высота его над прилегающими участками дна — 1,5—3 км. В центре хребта обыч­но проходит рифт (грабен). В некоторых частях хребет поднимается над поверхностью океана, например: в Исландии или на Азорских островах, которые состоят из базальтовых лав действующих вулка­нов. Подводные наблюдения показали, что цепи вулканов распола­гаются вдоль подводных грабенов в центре срединно-океанического хребта.