3.3. ПРИМЕРЫ СДВИГОВЫХ СТРУКТУР

Северный Ледовитый океан Охотское море Якутск

Рис. 3.23. Структурная схема северной части Селенняхского хребта:

1-3 – отложения: 1 – каменноугольно-пермские, 2 – палеозойские карбонатные нерасчлененные, 3 – мезозойские, 4 – граниты 5 – разломы (а – надвиги, б – сдвиги). Террейны: Нг – Нагонлжинский, Ом – Омулевский Н – Нальчанский надвиг. На врезке показано местоположение района исследований



Рис 3.24. Тектоническая схема сдвигового дуплекса в среднем течении Тиреттях (Прокопьев, Каскевич, 2000): 1–6 – отложения: l – алевролиты, песчаники, аргиллиты, 2– кремни, аргиллиты, известняки, 3 – известняки, 4 – мергели, известняки, алевролиты, 5 – конгломераты, 6 – валунно-галечные. 7 – линии простирания кливажа сонадвигового тектонического меланжа. 8 – позднеюрские дайки габбро-диабазов и лампрофиров, 9 – надвиги, 10 – сдвиги



море Лаптевых Оленекский залив Дельта р.Лены  Оси конседиментационных валов Оси конседиментационных впадин Оси антиклиналей Оси синклиналей Континентальные нижнемеловые отложения Изогипсы подошвы нижнего мела Надвиги Сбросы Сдвиги О6ратные надвиги

Рис. 3.25. Структурная схема Оленекского сектора зоны форланда Верхоянского складчато-надвигового пояса, Северная Якутия (Тектоника..., 2003). Крупномасштабные левосдвиговые перемещения приводят к формированию надвигов и сбросов на окончаниях сдвиговой зоны.



Рис. 3.28. Схема геологического строения (А) и разрез (Б) района месторождения Бадран, Восточная Якутия (составлена с использованием данных ВИГРЭ) (Фридовский, 1998). Левосдвиговые перемещения привели к формированию дуплекса сжатия. 1 – четвертичные отложении, 2 – верхненорийские отложения: алевролиты, аргиллиты. глинистые сланцы, редко песчаники, 3 – средненорийские отложения: песчаники, алевролиты, 4 – нижненорийские отложения: песчаники, реже алевролиты, глинистые сланцы, линзы конгломератов, 5 – верхнекарнийские отложения: песчаники, алевролиты, 6 – нижнекарнийские отложения глинистые сланцы, алевролиты, реже песчаники, 7 – разрывные нарушения сдвигового дуплекса: а – надвиги, б – сдвиги; 8- прочие разрывные нарушения, 9 – направление стресса, 10 – положение геологического разреза. На врезке местоположение месторождения Балран.



Рис. 3.29. Структурно-геологическая схема месторождения Бадран (Фридовский, 1998). Усл. обозначения см.рис 3.28.



Северный Ледовитый океан Охотское море Якутск

Рис. 3.30. Схема геологического строения (А) и разрезы (Б) района Пежланинского месторождения (Шур, 1985)

1 – алевролито-песчаниковые отложения верхней перми и триаса 2 – песчаниковая свита верхней перми, 3 – алевролитовая свита верхней перми, 4 – сланцевая свита нижней перми; 5 – алевролитовая свита нижней перми. 6 – маркируюший пласт песчаников. 7 – штоки габбро-диоритов. 8 – дайки среднего состава, 9 – Диагональный разлом. 10 – нарушения Нежданинской системы, 11 – нарушения и зоны трещиноватости Поперечной системы Разлом Диагональный является правосторонним сдвигом, вдоль разломов долготной ориентировки отмечаются левосторонние смещения



Эгейское море АРАБСКАЯ ПЛИТА Средиземное море АФРИКАНСКАЯ ПЛИТА Бассейн Мертвого моря Красного мере Разлом Койот-Крик Оси складок

Рис. 3.31. Транспрессионные правосторонние взбросо-сдвиговые деформации на севере Селенняхского кряжа. Восточная Якутия (А); кинематическая схема образования комбинированной взбросо-сдвиговой структуры (Б).



Северный Ледовитый океан Охотское море Якутск

Рис. 3.32. Примеры сдвиговых структур (Hatcher, 1990) 1 – сдвиговые транстенсионные границы литосферных плит и положение структуры пулл-апарт Мертвого моря в зоне трансформного разлома. Б – система структур пулл-апарт (точечный фон) в зоне разлома Сан-Андреас в районе залива Сан-Франциско. В – дуплекс сжатия в зоне сдвига Койот-Крик в Калифорнии.



Верхнепалеозойские сланцы Марлборо Граниты Верхний палеозой Триас и юра

Рис. 3.33. Схематическая карта зоны Альпийского сдвига (о. Южный, Новая Зеландия) (Спенсер. 1981). Установлено, что горизонтальное смещение по Альпийскому сдвигу составляет 480 км

Сдвиговые деформации являются наложенными на более ранние надвиговые дислокации, представленные имеющим площадное распространение терригенным тектоническим меланжем. Кливаж надвигового меланжа деформирован в картируемые открытые цилиндрические, конические складки с крутоориентированными шарнирами и шириной от первых сотен метров до первых километров. Возраст сдвиговых перемещений вдоль Нальчанского разлома оценивается как постпозднеюрский на том основании, что позднеюрские дайки лампрофиров смяты в присдвиговые складки совместно с кливажом раннего надвигового меланжа.

1. В результате детального геологического картирования был установлен присдвиговый дуплекс на северо-западном фланге Колымо-Омолонского супертеррейна – в среднем течении р. Тирехтях – правого притока р. Уяндины в зоне Нальчанского разлома. Нальчанский разлом субдолготного простирания прослеживается более чем на 70 км и имеет комбинированную взбросо-сдвиговую кинематику, разделяя расположенные на востоке нижне-среднепалеозойские терригенно-карбонатные отложения северной части Омулевского террейна и существенно терригенные образования позднепалеозойско-мезозойского возраста Нагонджинского террейна (рис. 3.23). В пределах детально изученного отрезка зоны Нальчанского разлома (рис. 3.24) в его западном крыле вскрываются норийские аргиллиты с прослоями алевролитов и песчаников, перекрывающие в западном направлении по надвигу среднеюрские песчаники и алевролиты. Восточное крыло разлома сложено нижне-среднедевонскими известняками, кремнистыми туффитами с редкими прослоями известняков каменноугольно-пермского возраста и верхненорийскими мергелями, на которые с юго-востока надвинуты калькарениты среднего ордовика. Нальчанский присдвиговый дуплекс шириной до 1 км и протяженностью 7 км ограничен двумя главными левосторонними сдвигами северо-северовосточного простирання. Его внутренняя структура выражена двенадцатью эшелонированными крутоориентированными пластинами, ограниченными второстепенными левосторонними сдвигами (рис. 3.24). Зоны главных и второстепенных сдвигов подчеркиваются терригенным тектоническим меланжем шириной до первых десятков метров. На плоскостях сдвигов наблюдаются зеркала скольжения с субгоризонтальной ориентировкой штрихов. Сосдвиговый кливаж проявляется только в зонах меланжа. Пластины выполнены отложениями нижнего и среднего девона, верхнего нория и карбона-перми, которые взброшены на более молодые образования по обе стороны от главных сдвигов, что позволяет считать описанный присдвиговый дуплекс типичным дуплексом сжатия.

2. Фронтальная зона Оленекского сектора Верхоянского складчато-надвигового пояса протягивается на 500 км в широтном направлении от устья р. Лены до Хатангского залива вдоль побережья моря Лаптевых при ширине до 70 км и состоит из серии кулисно расположенных складок западно-северо-западного простирания (рис. 3.25). Крылья антиклиналей и мульды синклиналей сложены юрскими и нижнемеловыми отложениями, а в ядрах антиклиналей обнажаются триасовые и верхнепермские песчаники и алевролиты. Природа дислокаций сектора остается дискуссионной. Наиболее предпочтительным является мнение, что складки и надвиги формировались при субширотных левосдвиговых перемещениях вдоль северной окраины Сибирской платформы (Межвилк, 1977; Роль..., 1997). На это указывает кулисная ориентировка складок, а также резкий разворот структур на западе северного крыла и косорасположенные сбросы на западе южного крыла предполагаемой сдвиговой зоны. Появившиеся в последнее время тектонофизические данные показывают, что поля напряжений сектора сформировались под воздействием регионального сдвигового напряжения западно-северо-западной ориентировки (Тимиршин, 1997). Ранние обратные надвиги во фронте Хараулахского сегмента могут быть также связаны с формированием этой сдвиговой зоны (рис. 3.25). Основной сдвиг может проходить севернее, в пределах шельфа моря Лаптевых, где путем проведения морских сейсморазведочных работ (Богданов и др., 1998; Drachev et al., 1998) были обнаружены деформации домелового (акустического) фундамента.

3. Уяндинская и Иргичанская впадины, располагающиеся на северо-западном окончании горной системы хребтов Черского и Момского, и Верхне-Селенняхская впадина на северо-западном продолжении Момской впадины между окончанием хребта Черского и Селенняхским кряжем хорошо изучены бурением в связи с поисками и разведкой месторождений бурого угля (рис. 3.26). В них установлены отложения олигоцена, миоцена и раннего плиоцена мощностью до 200 м, представленные песками и галечниками. Скорость накопления осадков резко возрастает в позднем миоцене и раннем плиоцене. Отложения позднего миоцена и раннего плиоцена более грубые. В их составе широко распространены галечники. С этим же временем совпадает поднятие Селенняхского кряжа, что устанавливается по появлению галек карбонатных пород, слагающих Селенняхский кряж, и по результатам изучения ориентировки косой слоистости. Структурная интерпретация формирования Уяндинской и Иргичанской впадин приведена на рис. 3.26. Они могут рассматриваться как конседиментационные впадины проседания пулл-апарт, возникшие на окончаниях левосторонних сдвигов.

4. Туора-Тасское рудное поле выделяется в среднем течении руч. Туора-Тас (Восточная Якутия, бассейн верхнего течения р. Индигирки). Рудное поле сложено верхненорийскими и карнийскими отложениями, представленными переслаивающимися алевролитами, глинистыми сланцами с редкими пластами песчаников мощностью до 2900 м. Породы метаморфизованы до низких ступеней зеленосланцевой фации метаморфизма. Рудные тела имеют северо-восточное и, реже, широтное простирание. По структурно-морфологическим особенностям выделяются жилы согласные с залеганием вмещающих пород, минерализованные зоны дробления, штокверки. Протяженность жил до 100 м, мощность от первых десятков сантиметров до 2,5 м. Минерализованные зоны дробления прослеживаются на расстояние до 1,5 км и характеризуются изменчивой мощностью. Штокверки приурочены к местам кулисного перекрытия рудоконтролирующих разрывов и имеют мощность до 100 м и более (рис. 3.27,Б.).

На рудопроявлении Сохатиное, расположенном в верховьях руч. Сох-Бар и Сохатиный, главное рудоконтролирующее разрывное нарушение протяженностью около 1,5 км параллельно простиранию слоистости по падению пересекает ее (рис. 3.27,А). Кварцевые жилы залегают согласно с вмещающими породами и сопровождаются секущими прожилками и жилами максимальной мощностью на участках перпендикулярного к слоистости залегания. Сходное положение имеют рудные тела рудопроявления Широкое. расположенного в 5 км к северо-западу от месторождения Сохатиное в крыле антиклинальной складки северо-восточного простирания. Формирование рудных тел связывается со сдвиговыми перемещениями по разломам северовосточного простирания. Пострудные сдвиговые смещения с незначительной вертикальной составляющей наблюдаются на зеркалах скольжения рудных тел.

Область кулисного перекрытия смежных разрывов левосдвиговой кинематики может быть право- и левоступенчатого типа в зависимости от характера эшелонирования. При правоступенчатом эшелонировании левосторонних сдвигов область кулисного перекрытия находится в условиях сжатия. Здесь развиваются взбросы и надвиги. Такие условия отмечаются на рудопроявлении Венера Туора-Тасского рудного поля (рис. 3.27, Б). Левоступенчатое эшелонирование способствует развитию локальных растягивающих напряжений и проявлению вторичных сбросов в области кулисного перекрытия, что характерно для рудопроявления Сох-Бар (рис. 3.27,В).

5. Месторождение Бадран (Восточная Якутия) приурочено к Бадран-Эгеляхскому разлому. В лежачем крыле вскрываются терригенные средне- и верхненорийские толщи Талалахской антиклинали, смятые в складки с элементами опрокидывания к юго-западу (рис. 3.28, 3.29). Их осевые плоскости падают под углом 50-60° к северо-востоку несколько круче, чем положение сместителя в центральной части месторождения Бадран. Породы лежачего крыла перекрываются карнийскими и норийскими отложениями того же состава Мугурдахской синклинали. Амплитуда перемещения по разлому в разных частях оценена в пределах от 600 до 1300 м.

В пределах месторождения Бадран-Эгеляхский разрыв представлен зоной Надвиговой (рис. 3.29). Мощность зоны изменяется в пределах от первых десятков сантиметров до 15 м. Для центрального участка зоны устанавливаются надвиговые перемещения, которые на периферии сменяются преимущественно левосдвиговыми (с незначительной взбросовой компонентой) смещениями. Эти и другие особенности строения объясняются положением надвиговых структур в зоне кулисного перекрытия смежных правоступенчатых сдвигов (сдвиговые дуплексы сжатия) (Фридовский, 1999). Ширина дуплекса составляет до 1,3 км, протяженность – около 12 км. Дуплекс с юго-запада ограничен зоной Надвиговой, а с северо-востока – серией крупных расчешуенных будин, последовательно перекрывающих друг друга. К северо-востоку и юго-западу структуры дуплекса сменяются сдвигами.

6. Нежданинское месторождение является одним из самых крупных золоторудных месторождений на северо-востоке России. Расположено в месте пересечения продольного Минорско-Кидерикинского и северо-западного Сунтарского разломов (рис. 3.30). Оруденение формировалось при сдвиговых перемещениях по рудоконтролирующим структурам. Характерными особенностями Нежданинского месторождения являются длительность и многоэтапность формирования структуры. Первый этап характеризуется заложением региональной флексуры и крутопадающих разрывов северо-северо-восточного простирания. На втором этапе происходят сдвиговые и взбросовые движения вдоль близдолготных нарушений. Третий этап фиксирует интрузии гранодиоритов, сдвиговые перемещения продольных разрывов, активизацию Диагонального сдвига на южном фланге месторождения. На четвертом этапе внедряются дайки, подновляются сбросо-левосдвиговыми движениями близмеридиональные разрывы. Пятый этап, наследуя динамический режим предыдущего, отмечается началом рудных процессов. Формируются тектониты с предрудными кварцевыми метасоматитами. Шестой этап соответствует образованию наиболее продуктивных зон с вкрапленным, прожилково-вкрапленным и, реже, жильным оруденением меридиональных зон при левосдвиговых смещениях. Седьмой этап фиксирует завершение рудных процессов на фоне малоамплитудных подвижек. Послерудные правосдвиговые подвижки по близдолготным разрывам завершают развитие структуры Нежданинского месторождения.

7. Транспрессионные правосторонние взбросо-сдвиговые деформации установлены на севере Селенняхского кряжа, Восточная Якутия. Здесь по крупному сдвигу контактируют средне- и верхнепалеозойские, нижнеюрские терригенно-карбонатные и кремнистые отложения (восточное крыло сдвиговой зоны) и глинистые толщи нижней юры (западное крыло) (рис. 3.31,А). Восточное крыло в результате дополнительного субширотного сжатия кроме перемещения по сдвигу взброшено в западном направлении. На рис. 3.31,Б показана кинематическая схема образования этой комбинированной взбросо-сдвиговой структуры.

8. Разлом Сан-Андреас является, пожалуй, самым известным сдвигом в мире. Он расположен на западном побережье Северной Америки (Калифорния) в районе кайнозойских деформаций земной коры и является трансформным разломом, который обнажается на земной поверхности и связывает океанический разлом Мендосино с океаническим хребтом в Калифорнийском заливе (рис. 3.32,Б,В). Сдвиг протягивается от г. Сан-Франциско до Калифорнийского залива почти по прямой линии на расстояние 900 км. Осадочные бассейны пулл-апарт ассоциируют с мелкими сдвигами. Мощность выполняющих их толщ местами превышает 15 км. Было установлено, что разлом Сан-Андреас является правосторонним сдвигом, а амплитуда горизонтального перемещения по нему составляет приблизительно 580 км с мелового периода до современности, 370 км с эоцена до современности, 200 км с раннего миоцена до современности, а с начала плейстоцена – 16 км. По расчетам, средняя скорость смещения составляет более чем 1 м в столетие. Правосдвиговые подвижки продолжаются и в настоящее время, что подтверждается высокой сейсмичностью этого разлома. Повторными геодезическими наблюдениями установлено, что современные смещения по сдвигу совершаются со скоростью 1,5 см в год.

Амплитуда правых сдвиговых смещений по Талассо-Ферганскому разлому, находящемуся в Средней Азии, установленная по расположению сходных фациальных зон девонских отложений на различных крыльях разлома, составляет 150 км. По сдвигу Грейт-Глен в Северной Шотландии горизонтальное смещение, определенное по концам разорванного массива гранитоидов, достигает более 100 км. Не менее крупные перемещения по сдвигам происходят в районе Мертвого моря, которое можно рассматривать как структуру пулл-апарт, сформированную в зоне трансформного разлома (рис. 3.37,А).

9. Другим не менее известным сдвигом является Альпийский разлом в Новой Зеландии. Это крупный линейный разлом, протягивающийся через весь о. Новая Зеландия (рис. 3.33). Амплитуда горизонтального перемещения по этому разлому установлена путем умозрительного совмещения однотипных верхнепалеозойских толщ на юге с аналогичными образованиями на севере по обе стороны от разлома и оценивается в 500 км. Кроме того, в зоне разлома развиты рассмотренные ранее складки с крутоориентированными шарнирами (рис. 3.11). Новозеландские Альпы (не путать с Альпами, которые находятся в Западной Европе!), расположенные с восточной стороны от оси зоны разлома, возвышаются на 1000 м над рельефом западной стороны, свидетельствуя о большой вертикальной компоненте смещения по разрыву (Спенсер, 1981). Считается, что Альпийский разлом является трансформным, как и Сан-Андреас.

10. Трансформные разломы являются особой разновидностью сдвигов, типичных для срединно-океанических хребтов и смещающих их в плане. Их образование связано со спредингом океанического дна. Хотя горизонтальное смещение и параллельно простиранию этих разломов, движения по ним имеют обратный знак по отношению к кажущемуся смещению хребтов в плане. Трансформные разломы либо разбивают хребты на сегменты, перемещающиеся с различной скоростью, либо разобщают смежные оси спрединга.

Hosted by uCoz