|
|
ФОРМЫ ЗАЛЕГАНИЯ ИНТРУЗИВНЫХ ПОРОД
Формы интрузивных тел весьма разнообразны. Батолитами (рис. 30) называются крупные массивы интрузивных пород, имеющие площадь выхода на поверхности не менее 100 км2и секущие контакты с вмещающими породами. Штоками называются интрузивные тела округлой или вытянутой формы, имеющие площадь выхода на поверхности менее 100 км2. Штоки, образующие самостоятельные массивы, характеризуются всеми чертами строения, свойственными батолитам. Нередко штоки представляют собой боковые или верхние части батолитов, выступающие в виде куполов и гребней над их поверхностью. Лакколитами (рис. 31) называются небольшие (до 3—6 км в поперечнике) грибообразные тела, границы которых согласны с поверхностями слоистости вмещающих их пород. Магматические диапиры принадлежат к гипабиссальным интрузиям. Они характеризуются резко вытянутой веретенообразной или грушевидной формой в плане и в разрезе, относительно небольшими размерами (от десятков метров до нескольких километров) и секущими контактами с вмещающими породами. Магматические диапиры при своем образовании вызывают в окружающих толщах появление разрывов и интенсивных смятий. Лополитами называются блюдцеобразные тела, залегающие согласно с вмещающими породами, образованные главным образом основными, ультраосновными или щелочными породами, а также гранитоидами. Факолитами называются небольшие интрузии, имеющие серповидную форму в разрезе. Они образуются в ядрах антиклинальных или реже синклинальных складок (рис. 32). Вулканические жерла (некки) представляют собой каналы, по которым магма при вулканических извержениях поднимается на поверхность. Дайки, часто не вполне правильно называемые также жилами, представляют собой плитообразные тела, размещающиеся в трещинах земной коры. Они могут быть выполнены различными по составу породами как интрузивными, так и эффузивными. Размеры даек очень различны. И Апофизы (языки) представляют собой небольшие, слепо заканчивающиеся ответвления от крупных магматических тел. Приведенные выше формы интрузивных тел гранитного состава по отношению к слоистости вмещающих их пород делятся на две группы: согласные и несогласные. Ограничивающие поверхности у согласных интрузий параллельны слоистости. Несогласные интрузии прорывают вмещающие слоистые толщи, и их контакты имеют отличную от слоистости форму и иное залегание. К согласным интрузиям относятся: лакколиты, факолиты, интрузивные залежи; к несогласным — батолиты, штоки, некки, жилы.
К метаморфическим толщам относятся исходные осадочные или магматические породы, в той или иной степени измененные и преобразованные в породы иного состава под влиянием процессов метаморфизма. Метаморфические комплексы подвижных поясов и фундамента древних платформ характеризуются наличием в них ориентированных (упорядоченных) структур, сложнопостроенных складчатых структур, разрывных нарушений разного типа и трещиноватости. К типу ориентированных (упорядоченных) деформационных структур относятся: сланцеватость (гнейсовидность), полосчатость и линейность. Сланцеватость (гнейсовидность)- это ориентированное расположение пластинчатых, чешуйчатых и листоватых минералов в метаморфической горной породе. Минералы названных габитусов в складках обычно ориентированы параллельно их осевым поверхностям. Интенсивное развитие сланцеватости затушевывает первичные осадочные текстуры пород (слоистость, слоеватость и др.) вплоть до полного их «уничтожения» (когда они становятся «нечитаемыми»). Полосчатость– полосчатое (близпараллельно - полосчатое) расположение пород (минеральных агрегатов), отличающихся по минеральному составу, структуре и текстуре, в составе метаморфических комплексов. Полосчатость обычно ориентирована параллельно сланцеватости, но может занимать и секущее положение, являясь более ранним образованием (структурным элементом). Полосчатость (отдельные «полосы», линзы) обычно не прослеживается на большие расстояния. Линейность– ориентированное расположение зерен и их агрегатов линейно вытянутых (длинно-пластинчатых, игольчатых) минералов в составе метаморфических пород. Линейность фиксирует направление наибольшего удлинения геологического тела (складчатой структуры, сланцевого комплекса и др.) и, как мы увидим позднее, совпадает (фиксирует) с ориентировкой оси σ1 (ось «растяжения») деформируемого метаморфического комплекса. На ранних этапах (1940 – 1950 гг.) изучения геологии раннедокембрийских метаморфических комплексов (в это время преобладал чисто петрографический подход к их изучению) сложилось представление о достаточно простой их структуре. Считалось, что метаморфические породы образуют простые формы: пологие (или крутые) тупые складки, моноклинали и др. В это время полагали, что нередко наблюдаемые мелкие сложные складки представляют собой незначительные и локальные осложнения крупных относительно простых по строению структур. В основе этих представлений лежало положение о том, что сланцеватость и полосчатость метаморфитов наследует первичную слоистость осадочных и вулканогенно-осадочных пород, за счет преобразования которых они сформированы. Позднее (при проведении детальных и крупномасштабных геологических съемок) выявилось значительно более сложное строение этих, как считалось, ранее, простых складчатых форм древних метаморфитов). В результате проведения полевых структурных и экспериментальных исследований была обоснована модель перестройки первичных слоистых структур в полосчатые и сланцеватые. Как показывает анализ этой модели, слоистость и полосчатость ─ это, как говорят в Одессе, «две большие разницы». Иначе говоря, названные структуры представляют собой результат проявления разновременных и генетически разнотипных геологических процессов.
Складчатость, развитая в метаморфических толщах, весьма различна по своей форме и размерам. Широко распространены просто построенные плавные складки с поперечными размерами в десятки километров, очень сложные и непостоянные по форме складки течения и очень мелкая складчатость, переходящая в плойчатость. При образовании складок нередко пласты, обладающие достаточной пластичностью, разрываются на отдельные части. При этом из них образуются цилиндрические или четкообразные тела, заключенные в измененную массу более податливых пластических слоев. Эти структуры носят название будинаж-структур. Будинаж возникает в толщах, состоящих из неоднородных по механическим свойствам пород. Более твердые пласты, залегающие среди пластичных пород, испытывают разрывы, превращаясь в пластины-блоки, которые в процессе движения отрываются друг от друга, закатываясь в подвижную «текучую» массу, обтекающую блоки. Вследствие подобного обтекания в толще, вмещающей блоки, образуются мелкие складки смятия, ядрами которых оказываются блоки-«закатыши». В метаморфических толщах докембрийского возраста широко распространены образования, состоящие из метаморфизованных пород с включенными в них жилами пегматита, аплита и гранитоидов. Такие образования называются мигматитами. В мигматитах другого типа привнесенное вещество частью или целиком может быть тонко рассеяно в перекристаллизованном и химически измененном субстрате.
Поверхность нашей планеты имеет сложное строение. Большая часть ее (5/8) покрыта океаническими бассейнами и лишь 3/8 представляют собой возвышающуюся над уровнем океанов сушу, образующую шесть крупных материковых массивов. На основании глубинного сейсмического зондирования и гравиметрических данных в настоящее время с полной уверенностью можно говорить о резких принципиальных отличиях в строении земной коры океанических впадин и континентов. Земная кора по различию в скоростях прохождения сейсмических волн и плотности слагающего ее вещества делится на три условных слоя: нижний — со скоростью прохождения продольных сейсмических волн от 6,5 до 7 км/сек — базальтовый (габбровый по составу), средний — со скоростями продольных волн 5,5—6,1 км/сек — гранитный (гнейсово-гранитный), верхний слой осадочных пород со скоростями продольных волн от 3,5 до 5 км/сек. Переход от гранитного слоя к базальтовому (раздел Конрада) характеризуется скачкообразным повышением скоростей волн от 5 до 5,5 км/сек. Соотношения этих слоев под океанами и на материках неодинаковы. Океанический тип строения земной коры развит во внутренней части Тихого океана и на огромных пространствах Атлантического и Индийского океанов. Осадочный слой под океанами или отсутствует, или имеет толщину не более 1 км; легкого гранитного слоя под океанами также почти нет, и только цепи подводных возвышенностей представляют собой узкие полосы и ленты относительно легких магматических пород, толщина которых не превышает 5—8 км. Основная часть пространства океанического ложа представлена базальтовым слоем, толщина которого в среднем 5 км. Материковый тип земной коры характеризуется почти повсеместным развитием всех трех слоев. Мощность осадочного и гранитного слоев на материках достигает 35—40 км, а базальтового 25—40 км. При этом наибольшие мощности слоя отмечаются под высокогорными областями (Средняя Азия, Кавказ), а пониженные значения характерны для областей с равнинным рельефом. Помимо океанического и материкового типов земной коры существует еще промежуточный тип, свойственный областям, переходным от океанического ложа к континентам. В промежуточном типе коры гранитный слой либо слабо развит, либо совсем отсутствует, и сразу же под мощным (до 15 км) осадочным слоем располагается базальтовый. Кора промежуточного типа развита под островными дугами западных окраин Тихого океана, а также под некоторыми внутренними морями: Черным, южной частью Каспийского. Ниже поверхности Мохоровичича расположена мантия Земли, сложенная в верхних своих частях улътрабазитами (перидотит — дунит).
Строение океанических впадин изучено еще далеко недостаточно и может быть намечено в самых общих чертах. Изучение рельефа океанического дна, состава и возраста осадков и геофизические материалы позволяют выделить в земной коре под океанами следующие структуры: океанические платформы, валы, внутриокеанические подвижные поясы, срединные хребты, глубоководные желоба и глубинные разломы.
Основными структурными элементами земной коры на континентах, в областях архипелагов и неглубоких морей, являются складчатые области (орогены) и платформы (кратогены). Эти две важнейшие категории материковых структур отчетливо выделяются в позднем докембрии, палеозое, мезозое и кайнозое. Ядрами современных платформ являются докембрийские или палеозойские и мезозойские консолидированные массивы, окончившие свое геосинклинальное развитие еще в докембрии или палеозое.
По определению А. Д. Архангельского, складчатые области — это такие участки земной коры, которым свойственна особенно интенсивная и многообразная подвижность. Складчатым областям свойственно также широкое развитие вулканизма, проявляющегося как в эффузивной, так и в интрузивной форме. В связи с наличием резко выраженного рельефа и существованием горных массивов отложение осадков во впадинах складчатых областей (происходит ли оно в море или на суше) совершается весьма интенсивно, и здесь накапливаются особенно мощные толщи осадочных пород. Таким образом, основные признаки складчатых областей следующие: 1. Высокая подвижность, т. е. проявление интенсивных вертикальных и горизонтальных движений отдельных участков земной коры. Движения характеризуются большими градиентами скоростей, амплитудами и быстрой сменой знака. Скорости достигают нескольких миллиметров, а в отдельных случаях и сантиметров в год. Горизонтальные движения проявляются в образовании линейной складчатости и перемещений вдоль разрывов. 2. Раздробленность земной коры. 3. Напряженная складчатость. 4. Большая мощность осадочных пород. 5. Интенсивная эффузивная и интрузивная деятельность. 6. Особый состав формаций горных пород. 7. Широкое развитие процессов метаморфизма. 8. Проявление металлогенических процессов, связанных с интрузивной деятельностью. 9. Резкий горный рельеф.
В осадочных и вулканогенных толщах отчетливо выделяются комплексы пород, образующиеся при сходном тектоническом режиме и имеющие одинаковое происхождение. Такие комплексы называются формациями. По Н. С. Шатскому, каждая формация характеризуется определенным составом слагающих ее пород, мощностью, областью распространения и отношением к прилегающим формациям в вертикальном разрезе и горизонтальном направлении. Чрезвычайно важна связь отдельных видов полезных ископаемых с определенными формациями. В складчатых областях, наиболее широко распространены следующие формации: 1) аспидная, или граувакковая, состоящая из чередования граувакковых песчаников и сланцев с подчиненным количеством вулканических и кремнистых пород; 2) флишевая, состоящая из тонкоритмичного чередования песчаников, алевролитов, мергелей и известняков. В зависимости от состава выделяется песчано-глинистый, песчано-глинисто-карбонатный и глинисто-карбонатный флиш; 3) глинистых сланцев, состоящая в основном из глинистых сланцев или аргиллитов с подчиненными прослоями алевролитов и песчаников; 4) яшмовая, сложенная яшмами, песчаниками, туфами и глинистыми сланцами; 5) джеспилитовая, состоящая из железных руд (гематита), кремнистых пород и железистых кварцитов; 6) глинистых известняков, мергелей и рифовых известняков, сложенная чередующимися пластами известняков, мергелей и иногда доломитов; 7) офиолитовая, состоящая из сложного комплекса основных лав, чередующихся с кремнистыми породами и туфами; 8) основных и средних лав (базальты, андезиты); 9) кислых лав (в основном липариты); 10) молассовая, состоящая из обломочных сероцветных и красноцветных пород и частично известняков, образовавшихся в прибрежных морских или континентальных условиях. В вертикальных разрезах складчатых областей в расположении формаций одного геосинклинального этапа обычно наблюдается определенная последовательность. В начальные стадии их развития возникают офиолитовая и другие эффузивные формации. В средние фазы этапа образуются яшмовая формация, затем аспидная и флишевая. Место яшмовой формации могут занимать формации глинистых сланцев или известняков; в заключительные фазы возникает молассовая формация. Чрезвычайно важно также свойство различных одновозрастных формаций замещать друг друга в горизонтальном направлении. СТРУКТУРНОЕ РАСЧЛЕНЕНИЕ СКЛАДЧАТЫХ ОБЛАСТЕЙ С Заслуживают особого внимания синклинории, получившие название межгорных прогибов. Межгорные прогибы заполняются порфировой наземной вулканогенной и молассовой формациями. В основании их, как правило, располагаются морские тонкообломочные осадки (глины, алевролиты, тонкозернистые пески, нередко прослои и пачки известняков), часто с правильной повторяемостью слоев (нижняя молассовая формация), а также вулканогенные породы (порфировая формация), выше залегают лагунные образования, угленосные или соленосные толщи и заканчивается разрез красноцветными континентальными грубообломочными породами — верхней молассовой формацией.
Краевые прогибы, по определению Н. С. Шатского, представляют собой очень крупные и нередко сложные впадины, располагающиеся на границе между складчатыми областями и платформами и имеющие строение синклинориев. Формации краевых прогибов во многом отличаются от формаций складчатых областей и платформ как по составу, так и по заключающимся в них полезным ископаемым. Особенность условий образования формаций краевых прогибов выражена в том, что они накапливаются перед превращением складчатых областей в платформу, при интенсивно формирующихся и воздымающихся складчатых сооружениях складчатых областей и компенсированном осадконакоплении в самих прогибах. Наиболее распространены в краевых прогибах следующие формации. Молассовая формация, сложенная мощными толщами терригенных пород с неправильным чередованием слоев с неравномерным распределением в них обломочного материала. Эти породы состоят в основном из песчаников, конгломератов и аргиллитов, нередко красноцветных; иногда в них заключены линзы углей. Молассы обычно обладают огромными мощностями и образуются за счет обломочного материала, снесенного с развивающихся поднятий в складчатых областях. В молассах нередко заключены залежи углей, нефти и газа. Различают нижние и верхние молассы. Угленосная формация, развитая в краевых прогибах очень широко (Кузбасс и др.). Она представляет собой чередование песчаников, аргиллитов, известняков и пластов угля. Галогенная формация, состоящая из соленосных песчано-глинистых пород или соленосных толщ с залежами каменных и калийных солей. Формация барьерных рифов, состоящая из известняков, часто заключающих залежи нефти и газа. Существенной особенностью краевых прогибов является отсутствие в них проявлений магматической деятельности. Вследствие этого в краевых прогибах не встречаются месторождения полезных ископаемых, связанных обычно с различными формами интрузивной деятельности.
Глубинные разломы характеризуются глубиной заложения и огромным пространственным протяжением. Они, по-видимому, во многих случаях проникают в глубину на многие десятки и, вероятно, сотни километров. Развиваясь в течение длительного времени, охватывающего несколько периодов или даже эр, глубинные разломы контролируют распределение формаций осадочных пород и играют главную роль в размещении в земной коре вулканогенных и интрузивных пород и рудных месторождений.
Интенсивное проявление магматической деятельности как в эффузивной, так и в интрузивной формах составляет одну из самых характерных особенностей развития складчатых областей. Г. Штилле выделяет четыре следующие одна за другой стадии магматизма: 1) начальный (инициальный) геосинклинальный магматизм; 2) синорогенный магматизм орогенических фаз; 3) субсеквентный (посторогенный) магматизм квазикратонных периодов; 4) конечный магматизм вполне кратонных периодов. Начальный магматизм связан с мантией и проявляется главным образом в виде основного вулканизма в начальные этапы развития складчатых областей. При этом образуются также силлы, штоки и другие гипабиссальные тела. Синорогенный магматизм тесно связан с главными фазами складчатости и является коровым. Выражается в формировании крупных массивов гранитоидов. Субсеквентный магматизм также обусловлен процессами в земной коре. При этом происходит накопление вулканитов андезитового, дацитового и липаритового состава в последние стадии геосинклинального развития. Конечный магматизм подкоровый и проявляется на платформах в виде образования «платобазальтов», траппов и иных накоплений основных вулканитов, а также щелочных пород (трахитов, риолитов, фонолитов). СТРОЕНИЕ ПЛАТФОРМ
Выше отмечалось, что с окончанием геосинклинального режима складчатые области или их отдельные части превращаются в платформы, после чего их дальнейшее геологическое развитие идет по пути, свойственному платформенным областям. Платформы характеризуются двухъярусным строением. Их фундаментом или цоколем служат в той или иной степени метаморфизованные и пронизанные интрузивными породами складчатые образования, возникшие при геосинклинальном развитии; верхний ярус составляет покров осадочных пород, накопившихся при платформенном режиме. Осадочный чехол отделен от фундамента резко выраженным несогласием, и слагающие его породы, как правило, неметаморфизованы и слабо нарушены, залегают горизонтально или почти горизонтально.
Наибольшим распространением в осадочном чехле платформ пользуются следующие ассоциации формаций: 1) карбонатные и глауконито-карбонатные, сложенные органогенными и хемогенными известняками, мергелями с примесью глауконита, доломитами и в подчиненном количестве глинистыми породами. Образуются в открытых морях и лагунах; 2) красноцветная и галогенная, состоящие из красноцветных песчаников, аргиллитов и конгломератов, фациально замещающихся солями, гипсами и доломитами; 3) морские обломочные, сложенные толщами мелкозернистых песков, песчаников, глин, реже конгломератов и мергелей. Для песков характерно присутствие глауконита; 4) континентальные, среди которых различаются формации влажных равнин, аридных равнин и комплекс ледниковых образований. Среди формаций влажных низких равнин наибольшее значение имеют угленосные толщи, аллювиальные отложения и кора выветривания; 5) трапповая, представленная сложным комплексом пластовых интрузий и залежей основного состава (долериты, порфириты, габбро) заключенных среди туфов, туффитов и осадочных пород. Траппы широко развиты в осадочном чехле Сибирской платформы, где имеют возраст от среднего карбона до нижней юры.
Наиболее последовательное и детальное расчленение платформ на отдельные структурные элементы предложено Н. С. Шатским. Им выделяется несколько групп структур. Наиболее крупные из них носят название щитов и плит. Среди них в свою очередь могут быть выделены подчиненные им структуры: синеклизы, антеклизы и авлакогены. К мелким структурам платформ относятся отдельные складки, валы, флексуры, разрывы и трещины. Особое место на платформах занимают глубинные разломы. Щитами называются части платформ, складчатое основание которых отличается относительно высоким положением, благодаря чему на щитах часто отсутствует осадочный покров или он имеет незначительную мощность. Плиты в противоположность щитам представляют собой отрицательные тектонические структуры (опущенные), вследствие чего их осадочный чехол достигает значительной мощности. Синеклизы представляют собой чрезвычайно плоские прогибы, имеющие синклинальное строение с едва заметным падением слоев на крыльях (от долей метра до 2, реже 3—4 м на километр). Эти прогибы занимают всегда очень большую площадь и имеют различную форму. Антеклизами, в отличие от синеклиз, называются положительные структуры, представляющие собой пологие поднятия, имеющие форму сводов. Антеклизы и синеклизы тесно связаны друг с другом; крылья синеклиз являются также крыльями соседних антеклиз. Под названием «авлакогены» Н. С. Шатский выделил узкие, линейные впадины на платформах, ограниченные крупными разломами и сопровождающиеся опусканиями в фундаменте и глубокими прогибами в платформенном чехле.
Магматическая деятельность в пределах платформ, как уже указывалось, проявляется в слабой степени. Интрузии кислого и щелочного состава, известные на платформах, имеют незначительные размеры и сконцентрированы главным образом на их окраинах. Значительно шире на платформах распространены магматические процессы, приводящие к образованию основных пород, получивших название «трапповой формации». Начальные и средние фазы траппового магматизма, по А. П. Лебедеву, были главным образом эффузивными. В это время возникли покровы базальтов и долеритов и накопилось значительное количество туфов. Заключительная фаза выражена в образовании пластовых залежей (силлов), образующих многоэтажные внедрения и реже секущие тела в виде жил, даек, столбообразных штоков, трубок и иногда сети тонких неправильных жил (штокверков). Время образования трапповой формации на платформах связывается с периодами их общего растяжения. Слабая интрузивная деятельность на платформах является основной чертой их развития, отличающей платформы от складчатых областей. Возможно, что переход из геосинклинальной стадии в платформенную вызывается главным образом прекращением образования кислой магмы.
При геологическом картировании и структурно-геологических исследованиях наблюдения ведутся таким образом, чтобы выявлять особенности полей (так называемые аномалии), обусловленные контактами, разломами, складчатыми структурами, интрузиями и т. д., т. е. теми геологическими объектами, обнаружение и нанесение которых на карту и является важнейшим этапом изучения геологического строения исследуемых территорий. Геофизические методы обладают рядом специфических особенностей, без понимания и учета которых невозможно эффективно и полноценно использовать полученные с их помощью данные. Прежде всего следует иметь в виду, что четкость и интенсивность проявления наблюдаемых аномальных эффектов прямым образом зависит от того, в какой мере порода, слагающая отдельное геологическое тело или пласт, отличается по физическим свойствам от пород, слагающих вмещающую толщу или смежные пласты. Эти различия могут проявляться в самых разных соотношениях и, как правило, в различной степени. Поэтому для более всестороннего изучения района применяется чаще не один, а комплекс геофизических методов, хотя это и осложняет и удорожает проведение геофизических работ. Общие закономерности в распределении физических свойств пород уже достаточно хорошо изучены. Так, плотность горных пород определяется главным образом их минеральным составом и пористостью. Поэтому более плотными являются магматические и сильно метаморфизованные породы, менее плотными — рыхлые осадочные породы; среди магматических пород плотность возрастает от кислых разностей (гранитов) к ультраосновным. Удельное сопротивление пород почти не зависит от минерального состава и определяется их пористостью, влажностью, а также минерализацией содержащейся в порах породы воды. Поэтому магматические и метаморфические породы, как правило, имеют более высокое сопротивление, чем осадочные. Среди осадочных пород более высоким сопротивлением обладают карбонатные и хемогенные отложения, а более низким — терригенные. В последней группе пород сопротивление уменьшается по мере возрастания содержания глинистых частиц и увеличения пористости. Лишь небольшая группа рудных минералов (главным образом сульфидных), в том числе и графит, обладают высокой электропроводностью, благодаря чему рудные тела и жилы могут в ряде случаев выявляться электроразведочными методами как естественные проводники. Магнитные свойства пород в основном определяются наличием в них ферромагнитных минералов — магнетита, ильменита, гематита, пирротина, которые, как правило, не являются породообразующими и присутствуют в породах в виде акцессориев. Наиболее магнитными породами среди магматических являются ультраосновные, а среди метаморфических — железистые кварциты. Осадочные породы в целом менее магнитны, чем породы двух предыдущих групп, но среди них относительно более магнитны песчаные отложения и наименее магнитны известняки, мергели, каменные соли. Радиоактивность пород целиком зависит от присутствия в них минералов радиоактивных элементов (и радиоактивных изотопов). Радиоактивность магматических пород возрастает от ультраосновных разностей к кислым, среди осадочных пород — от карбонатных отложений к глинистым. Упругие свойства пород зависят от механических связей между частицами породы и возрастают от рыхлых разностей осадочных образований в сторону магматических пород, среди которых наибольшей упругостью обладают ультраосновные разности. Четкость и интенсивность наблюдаемых геофизических полей и аномалий прямым образом зависит и от геометрических факторов — размеров и глубины залегания создающих их геологических объектов. Разные по геологической природе (по составу пород и происхождению), как и разные по размеру и глубине залегания геологические объекты могут создавать одинаковые геофизические поля; следовательно, одна и та же наблюденная геофизическая аномалия может быть объяснена наличием разных как по геологической природе, так и по размеру и глубине залегания тел. По характеру получаемых результатов интерпретацию геофизических наблюдений принято подразделять на качественную и количественную. Качественная интерпретация отвечает на вопросы о наличии или отсутствии того или иного искомого геологического тела, оценки его общей конфигурации, состава пород, слагающих отдельные тела и пласты, т. е. на вопросы установления природы выявленных аномалий. Количественная интерпретация предусматривает получение количественных показателей — местоположения (координат) объекта, его размеров или мощности, глубины, элементов залегания и т. д. При качественной интерпретации неоднозначность более всего проявляется при определении геологической природы аномалеобразующих тел; при количественной интерпретации в определении глубины и размеров объектов. Сложность реальных геологических условий зачастую столь велика, что в ряде случаев они не поддаются количественному учету из-за математических трудностей. В этих случаях геологическую обстановку схематизируют, заменяя реальные, сложные по форме и строению геологические тела телами более простой геометрической формы с однородным распределением физических параметров (пласты и жилы представляют — аппроксимируют — в виде параллелепипедов или призм, рудные тела и интрузивы — цилиндров, эллипсоидов, сфер и т. д.). В практике геофизических съемок преобладают случаи, когда наблюдаемые геофизические поля отражают наличие в геологическом разрезе не одиночных, а нескольких геологических объектов. Для правильного использования материалов геофизических исследований следует строго придерживаться единых способов графического изображения геофизических наблюдений. Их представляют в виде графиков и карт, построение которых выполняется по общим для всех геофизических методов правилам. Наблюдения по отдельному профилю изображаются в виде графика, по горизонтальной оси которого откладывают точки наблюдений, а по вертикальной — значение наблюденной величины. Для построения геофизической карты на план наносят профили и точки наблюдений, выписывают около каждой значение наблюденной или вычисленной в результате интерпретации величины и в полученном таким образом числовом поле проводят линии равных значений последних, так называемые изолинии. Геофизические методы при геологическом картировании и структурно-геологических исследованиях, проводящихся в неразрывной связи с прогнозированием и поисками полезных ископаемых, позволяют от картирования поверхности коренных пород переходить к картированию объемному. Они дают представление о глубинном строении изучаемых участков в пределах глубин, часто недоступных бурению, или во всяком случае позволяют более рационально определить места заложения глубоких структурных или поисковых скважин. В закрытых районах они значительно облегчают проведение съемок, а целесообразное сочетание сети геофизических наблюдений с сетью картировочных выработок и скважин позволяет существенно повысить эффективность и экономичность работ. Наконец, во всех случаях геофизические методы, вовлекая в сферу исследований геофизические поля и физические свойства пород, позволяют более всесторонне изучать строение земной коры и увеличивают тот суммарный объем информации, на основании которой геолог приходит к окончательным выводам, представляемым им в виде геологических карт и прогнозно-поисковых оценок. Несогласия. При изучении и картировании несогласий геофизические методы применяются широко. Однако следует иметь в виду, что ими отмечаются только те несогласия, которые одновременно являются и геофизическими границами, т. е. поверхностями раздела пород, различающихся по тем или иным физическим свойствам. Таким образом, несогласия в общем случае фиксируются как контакты разнородных пород. Является ли этот контакт нормальным, отвечающим согласному залеганию пород, или несогласием, установить по одним только геофизическим данным, как правило, невозможно. Изучение поверхностей несогласия, которые разделяют структурные этажи платформенных участков земной коры, может осуществляться гравиразведкой, методами ВЭЗ, теллурических токов, частотных зондирований, сейсмическими методами и в некоторых случаях аэромагнитной съемкой. Наиболее детальное изучение осуществляется сейсморазведкой. Первоочередной задачей при этом является изучение рельефа и глубины залегания поверхности кристаллического или складчатого фундамента под осадочным чехлом платформ или в отдельных межгорных депрессиях. Исследования такого рода обычно совмещают с изучением строения толщи фундамента с целью выявления отдельных литологических комплексов, интрузивных образований и разрывных нарушений, по которым фундамент разбит на отдельные тектонические блоки. 
Не нашли, что искали? Воспользуйтесь поиском по сайту: ©2015 - 2024 stydopedia.ru Все материалы защищены законодательством РФ.
|
нтрузивные залежи,илисиллы(рис. 33), образуются при внедрении магмы вдоль поверхностей наслоения.
инклинорием называется сложный комплекс складок, имеющий в поперечном сечении общую форму крупной синклинали. Складки, составляющие антиклинорий, наоборот, имеют общую форму антиклинали (рис. 34).