Сброс взброс сдвиг надвиг

сброс; 2 – взброс; 3 –сдвиг; 4 – надвиг; 5 – раздвиг

  • Главная
  • Избранное
  • Популярное
  • Новые добавления
  • Случайная статья

⇐ Предыдущая12

Сброс– разлом со смещением преимущественно в вертикальной плоскости, по которому блок горных пород опущен по сравнению с соседними участками.

Взброс — разлом, по которому блок горных пород поднят по сравнению с соседними участками, а поверхность разрыва (сместитель) наклонена в сторону приподнятого блока.

Сдвиг – разлом с перемещением блоков друг относительно друга в горизонтальном направлении (вдоль более или менее крутой поверхности сместителя). Чаще всего он образуются по сколовым трещинам в условиях сжатия.

Надвиг – разрывное нарушение, возникающее в условиях горизонтального сжатия, с относительно пологим (менее 600) наклоном плоскости сместителя, по которому горные породы надвинуты на нижележащие слои. Очень пологие надвиги с большой амплитудой горизонтального перемещения (десятки – сотни км) называются тектоническими покровами или шарьяжами.

Рáздвиг – вид разрывных тектонических нарушений земной коры, возникший в обстановке ее растяжения и выраженный в отодвигании одного блоков от других. Возникшая зияющая трещина заполняется продуктами дробления пород раздвигаемых блоков, а при большой ширине — осадками и (или) продуктами вулканических извержений. Крупные раздвиги, шириной в десятки, длиной в сотни и более километров, называют рифтами. Раздвиги нередко комбинируется со смещением пород параллельно разрыву, например со сбросами.

Поддвиг -разрывное нарушение, возникающее в условиях горизонтального сжатия, по которому океаническая литосферная плита погружается под континентальную или под другую океаническую плиту. Поверхность поддвига приблизительно совпадает с зоной концентрации глубокофокусных землетрясений.

Разрывные нарушения могут встречаться поодиночке, а могут образовывать сложные системы – многоступенчатые сбросы, грабены, горсты (рис. )

Рис.Сочетание разрывных нарушений: 1 – ступенчатые сбросы; 2 – грабен; 3 – горст: 4 – грабены и горсты в сложном грабене

Грабен -участок земной коры, ограниченный разломами и опущенный относительно соседних участков. Горст- участок земной коры, ограниченный разломами и приподнятый относительно соседних участков. Вертикальная амплитуда в горстах и грабенах достигает нескольких тысяч метров.

Складчатые и разрывные структуры земной коры в современном рельефе могут быть никак не выражены («погребенные» структуры), или представлять собой так называемые морфоструктуры – иметь прямое (например, синклиналь — впадина на рис. , горст – возвышенность на рис. ) или обратное отражение, например, из-за различной прочности горных пород (антиклиналь — впадина на рис., грабен – возвышенность на рис. )

Рис. . Инверсия (обращение) рельефа. Грабен выражен в рельефе в виде возвышенности.

Самые крупные структурыконтинентов (земной коры континентального типа) – это платформы и подвижные пояса (эпиплатформенные и складчатые орогены и рифты).

Платформы (континентальные платформы) – крупные (несколько тысяч км в поперечнике) устойчивые участки земной коры континентального типа с относительно медленными, слабодифференцированными и малоамплитудными колебательными тектоническими движениями.

В вертикальном разрезе платформы имеют двухъярусное строение: нижний ярус (фундамент платформы) образуют смятые в складки метаморфические породы, с интрузиями магматических пород. Верхний ярус (осадочный чехол) сложен горизонтально- и пологозалегающими осадочными отложениями. Собственно платформами (древними) называют платформы, у которых фундамент образовался в архее и протерозое (Восточно-Европейская, Сибирская, Африкано-Аравийская, Индийская, Антарктическая, Северо- и Южноамериканская и др.). Они занимают около 40% площади континентов. Земная кора в пределах платформ имеет мощность 30-40 км, из которых до 5 км (реже 10-15 и более км) приходится на осадочный чехол. Астеносфера залегает на глубинах 250-400 км и отличается повышенной по сравнению с подвижными поясами вязкостью.

Небольшие скорости вертикальных тектонических движений, определяют равнинный рельеф, а преобладание слабых поднятий над опусканиями – преобладание в осадочном чехле мелководно-морских и континентальных отложений небольшой мощности. Для платформ характерна слабая сейсмичность, отсутствие магматизма или специфический его характер – обширные базальтовые покровы или кимберлитовые трубки, нередко алмазоносные.

Выделяют также так называемые молодые платформы, фундамент которых сформировался в основном в фанерозое. Молодые платформы занимают около 5% площади континентов. Они «наращивают» древние платформы, примыкая к ним или вообще соединяя две древние платформы в единый массив, располагаясь между ними (Западно-Сибирская молодая платформа между древними Восточно-Европейской и Сибирской). Рельеф молодых платформ аналогичен древним платформ. Фундамент их сложен менее (чем у древних) метаморфизованными породами. Породы фундамента отличается от осадочного чехла не столько метаморфизмом, сколько высокой дислоцированностью.

Выходы фундамента на поверхность называют щитом, а часть платформы с осадочным чехлом – плитой. Это основные структуры платформ. Для щитов в истории Земли характерна тенденция к тектоническому поднятию, а для плит – к опусканию. На Восточно-Европейской платформе четко обособлены два щита – Балтийский (на севере) и Украинский (на юге), а большая часть Европейской России расположена на Русской плите. Обширныепологиевпадины на плитах и щитах – синеклизы.Мощность осадочного чехла в центре, например Московской синеклизы, достигает 2 км, а в Прикаспийской – более 15 км. Крупные поднятия фундамента внутри плит с сокращенной мощностью осадочного чехла (сотни метров) называют антеклизами.

Выходы на поверхность фундамента молодых платформ щитами не называют. Их выделяют под названием «подвижные орогенные пояса» (эпиплатформенные или складчатые).

Подвижные орогенные (горные) пояса. Различают два типа– эпиплатформенные орогенные и складчатые, которые до недавнего времени называли эпигеосинклинальными орогенными. Слово «ороген» – означает горное сооружение, а приставка «эпи-» — в данном случае, имеет значение «после».

Эпиплатформенный орогенный пояс – это горы, возникшие на месте платформы («возрожденные горы»). В целом это сводово-глыбовые постройки, состоящие из системы блоков (тектонических глыб) поднятых на различную высоту по разломам, образующих различные сочетания горстов и грабенов.

Кора эпиплатформенных орогенов относится к континентальному типу и обычно имеет мощность 50-60 км. Сейсмичность, как правило, высокая. Магматизм проявляется лишь в виде базальтовых излияний,иногда отсутствует. Современных эпиплатформенные орогены возникают в условиях сжатия. Они могут непосредственно примыкать к складчатым поясам (Алтай, Тянь-Шань, Гиндукуш, Памир, Прибайкалье, Забайкалье, Горный Крым), располагаться на окраинах континентов (Скандинавские горы), а также внутри платформенных областей (Урал). Эпиплатформенные горы в популярной литературе часто называют древними, противопоставляя их молодым – складчатым горам. Кавказ, например – молодые горы, а Урал – старые. Но в современном виде они возникли одновременно, в конце палеогенового периода.

Складчатые орогенные пояса изначально представляли собой крупный (длина –n•1000км, ширина – n•100км) прогиб земной коры, образовавшийся в условиях тектонического растяжения. Такие прогибы в геологии более 100 лет (со второй половины 19 века) называли геосинклиналями. Современная аналог такой структуры — западная окраина Тихого океана, в переходной зоне от Тихого океана к континентам Азии и Австралии. В прогибе накапливались (одновременно с тектоническим опусканием) мощные (n•10км) толщи осадочных отложений, происходили подводные вулканические извержения. На определенном этапе в эти слои внедряются гранитные интрузии, происходит инверсия прогиба (опускание земной коры сменяется поднятием), в результате чего на месте прогиба формируется горное сооружение. Накопившиеся ранее в прогибе породы при этом сминаются в складки. Горо- и складкообразование сопровождаются, как правило, наземным вулканизмом. Возникшее горное сооружение и представляет собой складчатый подвижный пояс (который еще сравнительно недавно именовали эпигесинклинальный орогенный пояс – т.е. послегеосинклинальное горное сооружение). Современным складчатым поясом на этапе горообразования является область Средиземноморья (Альпы, Карпаты, Кавказ).

В даль­нейшем темп поднятия падает и становится медленнее скорости деструктивных экзогенных процессов. Горно-складчатое сооружение разрушается, и ороген превращается в пенепленизированную равнину, образующую фундамент молодых платформ, примыкающих, как правило, к древним. То есть, происходит наращивание (расширение) структуры, ранее испытавшей консолидацию и тектоническую стабилизацию. При определенных условиях, например, при активизации тектонических процессов на смежных территориях, и на месте «успокоившегося» участка могут вновь возникнуть горы. Но теперь это будет связано не с процессами складкообразования, а с движениями по тектоническим разломам – возникнет эпиплатформенный орогенных пояс.

Складчатые пояса состоят из синклинориев и антиклинориев, те и другие из более мелких структур – антиклинальных и синклинальных складок. Обычны здесь и разрывные нарушения – взбросы, надвиги, сдвиги.

Синклинорий(от греч. synrlínõ – наклоняюсь и όros-гора )– крупная сложная тектоническая структура в горных областях в целом вогнутой формы, состоит из чередующихся синклинальных и антиклинальных складок. Для синклинориев характерны большие мощности вулканогенных и осадочных толщ, накапливавшихся без длительных перерывов. Это были участки стабильного опускания и на стадии прогиба; такую же вогнутую (отрицательную) форму они имеют и структуре горного сооружения.

Антиклинорий– крупная сложная тектоническая структура в горных областях в целом выпуклой формы (поднятие земной коры). Антиклинории расположены между синклинориями, границы с которыми часто являются зонами тектонических разломов. Для них и на стадии формирования прогиба характерны положительные движения, что приводило к накоплению отложений меньшей мощности, распространению грубообломочных (более мелководных) пород. Антиклинории, как и синклинории, состоят из большого числа чередующихся антиклиналей и синклиналей разных размеров

Континентальные рифты -это линейновытянутые системы опусканий земной коры ограниченные разломами, с повышенной магматической и сейсмической активностью. Протяженность континентальных рифтов — сотни и тысячи километров при ширине от первых километров до десятков и сотен километров. Они возникают в результате растяжения литосферы. Современные рифты сформировались в новейший тектонический этап (неоген-четвертичное время). Образование рифтов также можно отнести к процессам тектонической активизации платформ – это эпиплатформенные структуры. Центральное положение в них обычно занимает дно рифтовой долины – ровная уплощенная поверхность, шириной 40-50 км, ограниченная сбросами, нередко образующими ступенчатые системы. Такая долина иногда протягивается вдоль сводового поднятия земной коры, но может формироваться и без него. В рифтовой долине развиты осадочные континентальные (реже морские) отложения и магматические комплексы основного, в меньшей степени кислого состава, общей мощностью 7-10 км; по краям рифтов — лавовые покровы. Нередко рифты осложнены продольными или диагональными приподнятыми блоками — горстами. Наиболее известными представителями этих структур являются Восточно-Африканская рифтовая система, Байкальский и Рейнский рифты. Древними аналогами рифтов в фундаменте платформ являются авлакогены.

Такая характеристика структур земной коры континентального типа приведена с точки зрения классической геотектоники. Их образование обусловлено процессами, происходящими в мантии при преобладанием вертикальных тектонических движений без сколько-нибудь существенного растяжения и сжатия, земной коры.

Литосферные плиты.

На рубеже 60-70 годов двадцатого века в геологии возродились идеи мобилизма нсамого начала века, допускавшие крупные горизонтальные перемещения, в т.ч. и континентальных масс. Эта концепция получили название тектоники литосферных плит или новой глобальной тектоники.

Основные положения тектоники литосферных плит выглядят следующим образом:

1. Литосфера Земли (земная кора вместе с твердой верхней мантией, лежащей над астеносферой) состоит из нескольких крупных жестких блоков – литосферных плит. Плиты в своих центральных частях лишены сейсмичности, тектонически стабильны. В большинство из них из них включены («впаяны») материки.

2. Литосферные плиты перемещаются по поверхности размягченной более пластичной астеносферы. Наиболее крупные плиты — это Тихоокеанская, Евразиатская, Северо-Американская, Южно-Американская, Африканская, Антарктическая, Индо-Австралийская.

3. Литосферные плиты разделены протяженными сравнительно узкими границами – зонами глубинных разломов, уходящих своими корнями в астеносферу. Для них характерна повышенная сейсмическая и часто вулканическая активность.

Литосферная плита– относительно устойчивый и внутренне монолитный участок литосферы (включающий земную кору океанического и материкового типов). Плиты разделены зонами повышенной сейсмической активности. Они перемещаются со скоростью 1-12 см/год по слою астеносферы от зон растяжения (рифтовых долин срединно-океанических хребтов) к зонам сжатия, где они сталкиваются между собой и их вещество частично погружается вглубь мантии или участвует в формировании орогенных (горных) поясов. Поскольку литосферные плиты движутся по сферической поверхности Земли, они совершают и вращательные движения вокруг определенных полюсов вращения. Помимо 7 наиболее крупных плит, впервые выделенных в 1968 г (Евразийской, Африканской, Индийской, Северо- и Южно-Американской, Тихоокеанской, Антарктической) существует значительное количество более мелких литосферных блоков, имеющих самостоятельное движение.

Различают три главных типа границ литосферных плит:

1. Дивергентные границы — плиты расходятся друг от друга.

2. Конвергентные границы — контактируют плиты, двигающиеся навстречу друг другу.

3. Трансформные границы — вдоль них происходит горизонтальное скольжение одной плиты относительно другой.

Дивергентные границы литосферных плит совпадают с рифтовыми долинами срединно-океанических хребтов. Здесь происходят излияния (в основном подводные) лав базальтового состава, выплавляющихся из мантии. В рифтовой долине каждая новая порция лавы, остывая и твердея, раздвигает в противоположные стороны литосферные плиты. Благодаря этому вновь образованная океанская кора отодвигается от срединно-океанических хребтов, подобно огромному конвейеру. Процесс растяжения литосферы и раздвигание жестких литосферных плит в области срединно-океанических хребтов называется «спредингом» (англ. растягивание, расширение). Скорость разрастания океанского дна колеблется от нескольких миллиметров до 18 см в год. По мере удаления от рифтовой зоны океанская кора становится холоднее и тяжелее, и постепенно опускается в астеносферу, а океан становится глубже.

Конвергентные границы. Поскольку радиус Земли не увели­чивается, а океанической коры древнее 180 млн. лет не известно, должен существовать процесс, компенсирующий «разрастание» дна океанов. Разновидностью конвергент­ной границы являются зоны субдукции(от англ. погружение), например, по краям Тихого океана. Тяжелая и холодная океанская литосфе­ра, подходя к более толстой но легкой континентальной, уходит под нее, как бы подныривает — поддвигается. Если в контакт входят две океанские пли­ты, то погружается более древняя, так как она тяжелее и холоднее, чем молодая литосферная плита. Зоны, где происходит субдукция, морфологически выражены глубоководными желобами. В зоне погружения океанской плиты, возникают напряжения, которые, разря­жаясь, провоцируют землетрясения. Гипоцентры земле­трясений маркируют границу между двумя плитами и образуют наклонную так называемую сейсмофокальную зону, погружающуюся под континентальную литосферу до глубин 700 км. Эту зону по имени американского сейсмолога X. Беньофа называют зоной Беньофа. Угол погружения океанских плит различный, вплоть до вертикального.

При погружение океанской литосферы на глубину 100-200 км (в зону высоких температур и давлений) из нее выделяются активные газовые компоненты и перегретые водные растворы. Эти флюиды вызыва­ют плавление горных пород континентальной литосферы и образо­вание магматических очагов, питающих вулканы островных дуг, развитых параллельно глубоководным желобам. Вулканические цепи располагаются тем ближе к глубоководному желобу, чем круче наклон субдуцирующей океанской литосферы. Край плиты, под которую погружается океанская, срезает скопившиеся на последней отложе­ния, как нож бульдозера, деформирует их, сминает в складки. Этот комплекс пород присоединяется к континентальной плите в виде так называемого аккрецион­ного клина(от англ.— приращение). Какая-то часть осадочных отложений при этом опускается вместе с плитой в глубины ман­тии. Погружающаяся океанская плита может также частично разрушить край континен­тальной литосферы и захватить ее фрагменты в мантию.

Кроме явления субдукции существует более редкий процесс, (абдукция), т. е. надвигание океанской литосферы на континентальную. Приме­ром является огромный тектонический покров (размером 500 х 100 км) на восточной окраине Аравийского полуострова, сложенный типич­ной океанской корой, перекрывающей древние докембрийские тол­щи Аравийского щита.

Еще одни вариант конвергентной границы — коллизия или столкновение,двух континентальных плит, которые из-за относительной легкости слагающего их материала не могут погрузиться друг под друга, а сталкиваются, образуя горно-складчатый пояс с очень сложным внутренним строением.Например, так возникли Гималайские горы, когда 50 млн. лет назад Индостанская плита столкнулась с Азиатс­кой. Аналогично сформировался Альпийский горно-складчатый пояс при коллизии Африкано-Аравийской и Евразийской континентальных плит.

Причиной относительного перемещения плит считается тепловая конвекция вещества в мантии. Рифтовые зоны располагаются над восходящими ветвями конвективных ячей. Зоны субдукции совпадают с нисходящими ветвями. Океаническая литосфера движется от рифтов к этим зонам, увлекаемая как конвейером горизонтальными участками этих ячей. В целом перемещение вещества Земли происходит по замкнутому контуру. Скорость конвективных потоков составляет от 1 до 3 см/год. В земной коре эти течения в замкнутых ячеях порождают тектонические движения в виде поднятий и опусканий, сжатия и растяжения. Они приводят к короблению поверхности материковых плит, их перемещению или дроблению.

Расчеты показывают, что за 5 миллиардов лет, которые существует планета Земля, все вещество мантии, по крайней мере, 12 – 15 раз полностью прошло цикл конвекции.

Сброс, взброс, надвиг, покров, сдвиг

⇐ ПредыдущаяСтр 9 из 10

главные типы разрывов – это сброс (поверхность наклонена в сторону опущенного блока), взброс (или надвиг. поверхность наклонена в сторону поднятого блока), покров (шарьяж) и сдвиг. 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.

В случае покрова (шарьяжа) выделяют автохтон – породы, по которым перемещается тело покрова и аллохтон, собственно покров.

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

Билет 51

Землетрясения. Основные

Характеристики: очаг, интенсивность, магнитуда

Интенсивность (сила землетрясений) характеризуется в баллах (мера разрушений), или понятием магнитуда(высвобожденная энергия).

В России используется 12-балльная шкала интенсивности землетрясения (шкала медведева)

1 –3 балла – слабое

4 – 5 баллов – ощутимое

6 – 7 баллов — сильное (разрушаются ветхие постройки)

8 – разрушительное (частично разрушаются прочные здания, заводские трубы)

9 – опустошительное (разрушаются большинство зданий)

10 – уничтожающее (разрушаются почти все здания, мосты, возникают обвалы и оползни)

11 – катастрофическое (разрушаются все постройки, происходит изменение

ландшафта)

12 – губительные катастрофы (полное разрушение, изменение рельефа местности на обширной площади).

Date: 2015-09-05; view: 1724; Нарушение авторских прав

Понравилась страница? Лайкни для друзей:

Разрывы образуются при осевом сжатии, направленном горизонтально или наклонно к земной поверхности. Вначале происходит образование продольных изгибов и складчатости общего смятия, затем их наклона, формирования разрывов и смещений по ним. Основной тип сформированных таким образом разрывов – надвиги. Теоретически они должны быть наклонены под углом 45º к горизонту, но практически это не так – и углы наклона и количество разрывов разные

При локальном (над аркогенами, куполами, на антеклизах и поднятиях овальной формы) или региональном растяжении (зоны рифтинга) земной коры образуются продольные и поперечные трещины отрыва или скалывания, что приводит к образованию типичных сбросов и грабенов.

При вращательных деформациях, приложенных горизонтально, образуются покровы и др. структуры.

В генетических классификациях выделяют глубинные разломы, листрические разломы и вязкие пластические сдвиги, разрывы гравитационного происхождения, регматическую сеть разломов, зоны спрединга и субдукции, трансформные разломы и др., которые будут рассматриваться на других теоретических курсах.

2.4. Определение возраста, типа и структурных элементов разрывов

Определение возраста

Возраст разрывных нарушений определяется в соответствии с возрастом пересекаемых и покрывающих разрыв пород. Верхний возрастной предел обычно соответствует возрасту самого древнего неразорванного пласта или горной породы, а нижний – возрасту самого молодого разорванного пласта или горной породы. Например, если породы с возрастом вплоть до поздней юры нарушены разрывом и перекрыты неразорванными отложениями палеогена, то возраст разлома будет постюрско-допалеогеновый. Абсолютный возраст разлома можно определить геохронологическими изотопными методами (U-Pb, K-Ar, Rb-Sr), но только в том случае, если в зоне разлома происходила перекристаллизация вещества.

Определение типов разрывных нарушений

Чтобы определить тип разрывного смещения нужно установить: 1 – не сдвиг ли это; 2 – какой из двух блоков поднятый (устанавливается по возрасту, либо по высотному положению пласта в блоках, разделённых разрывом); 3 – к какому блоку падает сместитель (устанавливается по рельефу); 4 – величину изгиба линии разрыва при пересечении ею рек и рельефа); 5 –положение разрыва в плане по отношению к простиранию пластов (продольный, поперечный или диагональный разрыв).

Тип разрывного нарушения на карте определяется следующими способами.

1. Сдвиг от сброса или надвига отличают по расстоянию между соответствующими точками в перемещённых блоках. При сдвиге это расстояние (например, ширина ядра разорванной складки) в обоих блоках будет одинаковым, тогда как у всех других оно будет разным (рис. 2.53). В опущенном блоке ширина ядра синклинали будет больше, а ширина ядра антиклинали – меньше.

Рис. 2.53 Схемы, иллюстрирующие различие в плане между сбросом (I) и сдвигом (II), нарушившим антиклинальную складку.

2. Различие между сбросом и взбросом устанавливается по направлению наклона сместителя по отношению к поднятому (или опущенному) блоку. Если сместитель наклонён в сторону опущенного блока, значит, разрывное нарушение является сбросом, а если в сторону поднятого – взброс или надвиг.

3. Различие между взбросом и надвигом устанавливается по величине извилистости линии тектонического нарушения. У надвига она более извилиста и ориентирована почти параллельно осям складок. При взбросах эта линия относительно мало изгибается и может простираться в любом направлении по отношению к осям складок.

4. Раздвиги, как правило, заполнены непрерывными или прерывистыми жилами или дайками.

5. У покровов нередко запрокинутое залегание в надвинутом блоке (аллохтоне), наличие останцов аллохтона (клипов) и тектонических окон, в которых обнажаются породы автохтона.

Определение направления смещения крыльев

Направление смещения крыльев определяется: 1 – по бороздам скольжения на плоскости сместителя и по уступам на плоскости сместителя (рис. 2.54, 2.55); 2 – по подвороту пласта; 3 – по мелким сопутствующим сбросам.

Рис. 2.54. Поверхности сместителя.

А – расположение уступов, штрихов, борозд и треугольников выкрашивания (в круге) на поверхности скольжения лежачего блока разрыва (сброса) при смещении висячего блока вниз согласно стрелке.

Б – связь уступов с системами трещин оперения в зоне скольжения по сдвигу (большие стрелки): 1 – уступы (а), трещины отрыва (б), штрихи и борозды (в); 2 – трещины скола6 доминирующие (а), угнетённые (б); 3 – маркирующий горизонт.

Рис. 2.55. Поверхности сместителя.

На плоскости сместителя уступы, борозды и штрихи. Стрелки и штрихи указывают направление смещения блока.

В большинстве случаев, исследователи указывают на то, что смещение смежных блоков должно быть обратным тому, что приведено на двух вышеуказанных рисунках. По правилу «шероховатости» — если рука ощущает шероховатости при проведении вдоль плоскости сместителя, значит, сопряженный блок двигался в обратном направлении. Насколько верны то и другое правило, судить трудно. Для определения ориентированного в пространстве направления смещения необходимо находить более надёжные признаки. Например, при нормальном залегании пород на поднятом крыле обнажаются более древние породы, чем на опущенном, и наоборот (рис. 2.56). При перевёрнутом залегании пород наблюдаются обратные соотношения.

Рис. 2.56 Определение относительного перемещения крыльев сброса:

по возрасту слагающих их пород;

по ширине выходов пород в ядре синклинальной складки.

При вертикальном положении плоскости сместителя нужно исходить из направления их относительного горизонтального перемещения вдоль линии сброса и направления падения пород, при этом можно использовать мнемоническое правило «пяти П» В.Н.Вебера: поднятый пласт перемещается по падению.

Направление горизонтального перемещения определяется следующим образом. Если пласт перемещён вдоль плоскости сместителя вправо, то это правосторонний сдвиг, а если влево, то – левосторонний.

Определение амплитуды смещения

Вертикальную амплитуду (C2) смещения (при условии сохранения постоянства простирания пород на смежных блоках) можно определить по разности высотных отметок пласта на линии его простирания, продолженной с одного бока на другой, или по заложению пласта (рис. 2.57). На приведённом рисунке вертикальная амплитуда составляет 100 м. Если линия простирания (или стратоизогипса) не пересекает пласт или границу пласта в смежном блоке, пользуясь масштабом заложения, определяют высотную отметку разорванного пласта на смежном боку, так как если бы смещения по разрыву не было. По разности отметок в точке пересечения вспомогательной линии падения и выхода пласта на соседнем блоке находят вертикальную амплитуду (рис. 2.58) и она будет равна 50 м, т.е. юго-восточный блок опущен на 50, так как стратоизогипса с отметкой 140 м совпадает в нём со стратоизогипсой с отметкой 90 м.

Рис. 2.57. Определение вертикального отхода сброса

по линиям простирания или стратоизогипсам (объяснение в тексте).

Рис. 2.58 Определение вертикального отхода сброса

с помощью заложения

(объяснение в тексте).

В более сложных случаях пользуются методом построения ортогональных разрезов, заключающимся в построении трёх проекций разрывного нарушения (одной горизонтальной и двух вертикальных).

Определив вертикальную амплитуду смещения, можно определить и все прочие амплитуды. Зависимости величин амплитуд отражены в формулах ниже.

Вертикальная амплитуда (C2) определяется по формуле: C2 = C4 sin δ

Стратиграфическая амплитуда (C1) определяется по формуле: C1 = C4 sin (δ ± α) или C1 = : sin δ

Горизонтальная амплитуда (С3) определяется по формуле: C3 = C4 cos δ

Добавить комментарий

Ваш адрес email не будет опубликован. Обязательные поля помечены *