Основы структурного анализа при геокартировании

PAGE 2

Контрольная работа

Содержание

1. Понятийная (терминологическая) база. Геологические процессы и структурообразование

2. Текстуры горных пород и их значение при изучении складчатости

3. Кливаж и сланцеватость

4 Экзотектонические и нетектонические дислокации горных пород

5. Тектонокластические образования (динамокластиты)

6. Складчатые деформации

7. Геометрический анализ складчатых деформаций

8. Инъективная тектоника (соляная, глиняная тектоника)

9. Разломы и разломообразование

10 Качественный и количественный анализ деформаций

11. Основные принципы структурной петрологии

Литература

1. Понятийная (терминологическая) база. Геологические процессы и структурообразование

В основе геологических преобразований в земной коре лежит конвекция, заключающаяся в потоках тепла и вещества, образующих конвективные ячейки внутри земли. Притоки и оттоки глубинного тепла под земной корой вызывают разрывы в ней, образование поднятий и прогибов, заполняемых осадками. Неравномерные движения тепла и вещества приводят к тектоническим процессам – образованию складчатых зон, разрывных нарушений, вызывают метаморфические процессы, интрузивную и вулканическую магматическую деятельность.

Тектонические движения проявляются в поднятиях и прогибаниях участков литосферы, в горизонтальных и вертикальных перемещениях блоков земной коры. Ряд геологов связывает складчатость и разрывы с колебательными (радиальными движениями земной коры; другие связывают складчатость с тангециальными движениями, а разрывы с радиальными; третьи все типы дислокаций связывают с тангециальными движениями.

Наиболее широким признанием пользуется концепция тектоники литосферных плит, базирующаяся на следующих положениях:

внешняя упруго-хрупкая оболочка, именуемая литосферой, покоится на упруго-пластичной астеносфере;
литосфера зонами сейсмической, тектонической и вулканической активности разбита на несколько (14) крупных блоков – литосферных плит;
плиты перемещаются по поверхности астеносферы в виде единого ансамбля по законам сферической геометрии (теорема Эйлера);
границы плит подразделяются на дивергентные, конвергентные и трансформные;
движение плит носит компенсационный характер: спрединг океанского дна компенсируется поглощением в зонах субдукции; радиус земли в целом остается постоянным;
причиной движения плит является конвекция мантийного вещества в виде замкнутых ячеек;

Комментарии - границы плит могут переходить одна в другую; субдукция не единственный компенсатор спрединга, но еще и коробление, торошение в зонах коллизии; субдукция и спрединг могут не совпадать во времени; конвекция не единственная причина движения плит, но также пульсация радиуса Земли, ротационные силы при вращении, приливно-отливное действие Луны, гравитационное скольжение.

По режиму тектонических движений в составе земной коры выделяют платформы – устойчивые малоподвижные области и складчатые подвижные, линейно вытянутые пояса.

Тектонические процессы приводят к образованию складчатых и разломных зон. В зависимости от характера и направления приложения сил образуются складки различного размера и формы, которые группируются в ансамбли, цепи, зоны скучивания. Одновременно со складчатостью образуется плоскостной элемент – кливаж. Складчатость периодически повторяется, образуя складчатые наложения, совокупность которых составляет деформационный цикл. Складчатость теснейшим образом связана с разрывами. В одних случаях образование складчатой структуры завершается разрывами, ориентированными относительно координат складки. В других случаях складчатые структуры являются результатом разрывов при движениях тектонических покровов и при смещениях по сдвигам.

Формирование структур метаморфических толщ происходит при пониженной вязкости и повышенной подвижности горных пород в условиях высоких температур (свыше 3000С) и давлений (свыше 120 МПа). Структуры метаморфических толщ по своей морфологии не отличаются от структур присущих осадочным породам, но метаморфические процессы способны ликвидировать исходную слоистость и другие первичные признаки пород, которые заменяются новой текстурой, генетически обусловленной перекристаллизацией вещества, с образованием псевдослоистой полосчатой толщи (кристаллизационная сланцеватость и др.). В условиях метаморфизма складчатость сопровождается необратимой перестройкой и перекристаллизацией пород, ориентированных относительно геометрических элементов складок.

Структурообразование в связи с интрузивным магматизмом (плутонизмом) обусловлено движением активного силикатного расплава. Частичная его кристаллизация приводит к появлению линейных и плоскопараллельных текстур (линейность, полосатость), а полная кристаллизация сопровождается уменьшением объема и образованием нескольких систем трещин, отражающих внутреннее строение плутона (прототектониака твердой фазы).

Вулкано-тектонические структуры типа кальдер обрушения, овальных и линейных прогибов, грабенов-рифтов формируются в результате дегазации и излияния лавы. Вулканические цепи трассируют границы между крупнейшими сегментами земной коры и верхней мантии. Это границы повышенной тектонической активности, зоны возникновения магм, экструзий, пластической и разрывной деформаций пород. На ранних этапах развития вулкана образуются поднятия, с радиальными и концентрическими разрывами, в которые нагнетается магма.

Осадконакопление и все процессы седиментации зависят от тектонических движений, при которых создается плоскостная упорядоченность осадочных толщ – слоистость. В слоистых толщах под действием различных напряжений (особенно гравитации) возникают складки и разрывные структуры. К числу таких структур относятся огромные оползни на крутых склонах шельфа и глубоководных впадин. Отложения этих оползней хаотически перемешаны, собраны в многочисленные складки и разорваны сложной системой нарушений. При слабых наклонах прогибов оползневые складки мелкие, плойчатые, быстро выполаживающиеся. Специфические структуры возникают одновременно с процессом седиментации и представляют собой конседиментационные синклинали или синеклизы. Скорость тектонического прогибания в них всегда больше скорости осадконакопления.

2. Текстуры горных пород и их значение при изучении складчатости

Осадочные текстуры. Складчатым деформациям подвергаются преимущественно породы с анизотропной текстурой (слоистой, полосчатой, сланцеватой). Слоистость это закономерное сочетание слоев, слагающее текстуру осадочных пород, образованную последовательным налеганием слоёв. Слой это плитообразное тело, однотипного состава, определенной мощности, ограниченное поверхностями напластования. Основными параметрами слоя являются мощность, выдержанность по площади и элементы залегания. Внутреннее строение слоя может быть однородным и неоднородным. Состав и структура может меняться от подошвы к кровле, например, уменьшение размера зерен и затем снова появление грубозернистой породы. Так образуется ритмичная градационная слоистость, характерная для флиша. Градационные ритмы возникают в течение короткого промежутка времени путем осаждения из движущейся массы под влиянием течений, мутьевых потоков, паводков и др. Мощность ритмов – сантиметры, дециметры. Они позволяют определить верх и низ слоя или пачки.

В отличие от градационного ритма седиментационный цикл применяется к текстурам, возникшим в результате периодического повторения различных отложений на фоне общего геологического развития. Это может выражаться сменой в разрезе известняка аргиллитом, песчаником, углем, а затем опять песком, глиной, известняком, аргиллитом и т. д. Таких циклов может быть несколько, каждый из которых состоит из регрессивной (подугольной) и трансгрессивной (надугольной) частей.

Наряду с параллельной слоистостью часто наблюдается косая и волнистая слоистости, возникающие в подвижных, воздушной и водной средах. Форма косых слойков позволяет различать нормальное и опрокинутое залегания, направление движения осадка, фациальные условия осадконакопления. Волнистый тип слоистости формируется колебательным движением вод и может быть симметричнным и асимметричным. Он является хорошим фациальным индикатором глубины осадконакопления (до 200 м), действия внутренних волн и глубоководных течений. Существует много типов волнистой слоистости и по некоторым из них можно определить верх и низ разреза, что крайне важно при картировании сложнодислоцированных комплексов. Обычно волнистая слоистость своими выпуклыми слойками обращена к подошве пласта, а острые гребни указывают на верхний слой.

Метаморфогенные текстуры. Наиболее распространенными являются анизотропные текстуры – полосчатые, сланцеватые, линейные. Они возникают либо до складчатой деформации либо одновременно с ней. Изотропные текстуры – узловатые, порфиробластические обычно являются постскладчатыми. По до складчатой метаморфической полосчатости, деформированной складками, выявляется картина структурного строения метаморфического комплекса. Выделяется два типа такой полосчатости: параллельная первичной слоистости и субпараллельная осевым плоскостям складок. Полосчатость параллельная слоистости возникает путем перекристаллизации слойков без нарушения их границ и состава, с укрупнением зерен (кварца), проявлением слюд по глинам, силиманита, дистена. Сохраняются фрагменты реликтовой обломочной структуры на фоне вновь образованной, которая называется бластокатакластической. Сохраняется также ритмичность. Полосчатость параллельная слоистости может возникать путем химического взаимодействия вещества смежных слоев, а также при метаморфической дифференциации, в условиях диффузионного механизма перекристаллизации. Так, например, если в двух смежных пластах образуются неконгрессивные минералы (амфибол и мусковит), то на границе амфиболита и мусковитового сланца возникнет прослой биотитового сланца с роговообманково-биотитовой и биотит-мусковитовой зонами с двух сторон, т.е. возникнет полосчатость из трех новых слоев, нарушающая закономерности чередования пород в первоначальном переслаивании. Метаморфическая полосчатость, параллельная осевым поверхностям складок образуется при перераспределении компонентов внутри пласта в процессе складчатых деформаций. Полосчатость этого типа обычно очень тонкая с многократным чередованием двух литологических разновидностей, без признаков ритмичного строения, тогда как полосчатость осадочных слоёв (первый тип) имеют большую мощность, более разнообразны, часто ритмичны. Формирование этой полосчатости может быть обусловлено механической сортировкой материала по размеру зерен либо ламинарным внедрением материала вдоль плоскостей кливажа (вплоть до кластических даек).

Мигматитовая полосчатость является разновидностью метаморфической, образованной при ультраметаморфизме, когда возникает подвижная фаза – расплав или диффузионно-активная субстанция (в условиях перехода газообразного вещества в твердое, минуя жидкое). Это смешанные породы состоят из старого субстрата и новообразованного вещества и включают две полосчатые разности – более светлую и более темную (лейкосому и меланосому или метатект и субстрат). Мигматитовая полосчатость узнается по полоскам гранитоидного состава в виде жильного материала среди гнейсов, по меланократовой отрочке около жилок лейкосомы, по зональности прожилков лейкосомы с кварцевой или микроклиновой осью, микроклиновой и гранитной зонами. Мигматитовая полосчатость образуется посредством метаморфогенной диффузии, анатексиса (частичного плавления) и магматической инъекции. Для инъекционных мигматитов характерно активное внедрение жильного материала в субстрат, как в согласном, так и в секущем залегании. В жильном материале нередки ксенолиты. Мигматитовая полосчатость иногда совпадает со слоистостью пород, но чаще наблюдается их явное несовпадение и, как правило, прожилки лейкосомы параллельны осевым плоскостям складок.

3. Кливаж и сланцеватость

Относятся к метаморфогенным текстурам. Под кливажом понимают способность пород раскалываться вдоль тесно сближенных параллельных поверхностей. Сланцеватость в общем виде это минерализованный кливаж (по параллельным поверхностям располагаются пластинчатые минералы, например слюда). Различаются следующие морфологические типы кливажа:

Кливаж разлома – система тонких трещин, расчленяющих породу на пластинки. Пластинчатые минералы сохраняют докливажную ориентировку.

Кливаж скольжения (скалывания) – вблизи кливажных трещин пластинчатые минералы приобретают ориентировку, параллельную этим трещинам.

Кливаж течения – полная перестройка ориентировки ранее существовавших и вновь образованных пластинчатых минералов в положение параллельное кливажным трещинам. Процесс соответствует пластическому течению (в твердом состоянии). Синонимом термина “кливаж течения“ является термин “кристаллизационная сланцеватость”. Характер проявления кливажа зависит от степени вязкости пород. В кварцитах трещины кливажа грубые и редкие, а в переслаивающихся с ними мягких сланцах кливажные трещины тонкие и сближенные. Для пород зеленосланцевой фации метаморфизма характерны кливаж скольжения и кливаж течения. В условиях амфиболитовой фации образуется исключительно кливаж течения.

В разрезе земной коры намечается грубая вертикальная зональность: в верхних зонах коры (эпизоне) кливаж проявляется в виде частой трещиноватости или вообще отсутствует, на средних глубинах (мезазона) типичен кливаж скольжения, а на больших глубинах (катазона) проявляется кливаж течения (кристаллизационная сланцеватость [Паталаха, Смирнов, 1986].

Выделяются следующие геологические типы кливажа-сланцеватости:

Сланцеватость и кливаж, параллельные слоистости (послойный) развиваются независимо от степени метаморфизма пород. Закладывается на стадии диагенеза и унаследует ориентировку частиц исходного осадка. Обычно образуется в глинистых сланцах и алевролитах (смешанно-слоистых, листоватых соединениях). При температурах 100-200 0С эти соединения переходят в слюдистые, образуя сланцеватость, параллельную слоистости. В высокометаморфизованных породах (гнейсах, сланцах) параллельно слоистости располагаются чешуйки биотита и мусковита. Кристаллизационная сланцеватость, параллельная напластованию харктерна глубинным частям земной коры.

Синскладчатый кливаж и сланцеватость возникают одновременно со складчатостью какого либо этапа. Обычно параллельны осевым поверхностям складок, реже располагаются веером относительно осевой плоскости. Кливаж и сланцеватость могут пронизывать всю складку насквозь, проявляться избирательно в зоне осевой плоскости, реже на крыльях. Начиная с зеленосланцевой фации кливаж-сланцеватость сильно маскирует слоистость, а в условиях амфиболитовой фации сланцеватость развивается очень интенсивно. Кливаж и сланцеватость этого типа проявляются регионально и считаются “проникающими”. Причины регронально-тектонические. Параллельность кливажа осевым плоскостям часто нарушается (отклонения 5-20%), но никогда не совпадает со слоистостью. Исходя из этого предполагается следующее правило: если кливаж и сланцеватость падают круче, чем слоистость, то залегание крыла складки нормальное, если же первые падают положе слоистости, то залегание крыла опрокинутое.

Наложенные постскладчатый кливаж и сланцеватость – образуются после главных этапов складчатости, независимо от них. Рассматриваемый кливаж-сланцеватость пересекает ранее образованные складчатые структуры, как в мелких, так и в крупных формах. Он проявляется на заключительных этапах развития структурного комплекса и может пересекать даже массивные гранитные тела, а во вмещающих породах с этой сланцеватостью синхронны мелкие складки.

4 Экзотектонические и нетектонические дислокации горных пород

Седиментация и литогенез сопровождаются сингенетическими деформациями под влиянием сил тяжести и первично наклонного залегания. К числу таких деформаций относятся конволютная слоистость, изменение объема породы, осадочный меланж, трещиноватость и др. Все они относятся к экзотектоническим дислокациям. Главнейшие нетектонические дислокации представляют собой: оползневые складки, гляциодислокации, диапировые структуры различного происхождения, олистостромы и олистолиты.

Подводно-оползневые дислокации. Представлены оползневыми складками, сингенетическими разрывами-плоскостями оползания субпараллельными напластованию. Морфология их различна. Часто встречается конволютная (завернутая) слоистость в результате смещения осадков и мутьевых потоков. Часто наблюдается во флише. Подводно-опозневые складки образуются на континентальных склонах, склонах желобов и морских долин с максимальным углом наклона до 500 в результате землетрясений и превышении углов наклона.

Гляциодислокации. Все виды нарушений в залегании пород ложа ледника и деформации в самих ледниковых отложений. Это разнообразные скибовые- складчато-чешуйчатые сооружения в связи с нарушением устойчивости пород ледникового ложа под воздействием движущегося ледникового покрова. Скибовые структуры –это система отторженных и сопряженных дугообразных тел, открытых к леднику. Элементы структуры гляциогирлянд – складки, взбросы, надвиги, гляциошарьяжи, чешуи. Складки волочения встречаются редко в самой верхней части субстрата.

Олистостромы, олистолиты. Это глыбовые горизонты, возникшие в экзогенных условиях. Процесс приводящий к их образованию получил название осадочного меланжа. Олистростромы представляют собой мощные овалы несортированного материала, заключенного в более тонкозернистых осадках. Встречаются в виде линз, пластов, горизонтов. Имеют строение брекчий с основной массой (матриксом) и обломками ,глыбами (дуплексом). Олистостромы содержат чужеродные обломки размером от сантиметров до сотен метров, олистолиты - отдельные крупные глыбы. Образуются при подводных или субаэральных гравитационных оползнях на склонах седиментационного бассейна. При оползнях тектонического характера (землетрясениях, резких поднятиях), а также за счет разрушения фронтальных частей движущихся тектонических покровов в бассейн осадконакопления. Они тяготеют к зонам крупных разломов и распространены на сотни и тысячи километров. Значительные массы олистостром связаны с флишевыми отложениями. Отдельные обломки и пластины, заключенные во флишевых отложениях вне связи с основной массой Олистостромы называется “диким флишем “. Ранние олистостромы тяготеют к офиолитовым меланжам, средние – к флишевым зонам, поздние к молассовым бассейнам.

5. Тектонокластические образования (динамокластиты).

Представляют собой в порядке уменьшения размеров обломков: тектонический меланж- тектоничесчкие брекчии – катаклазиты – милониты – ультрамилониты, псевдотахилиты. Тектонический меланж сложен обломками и цементом (матриксом). Матрикс часто рассланцован, с флюидальноой текстурой, представлен полностью переработанной, потерявшей свой облик породой. Обломки (дуплексы, включения) размером от миллиметров до киллометров, менее изменены по сравнению с матриксом. Образуется между двумя сегментами коры движущимися навстречу друг другу по тектонической поверхности. Тектонические брекчии - образуются в зонах разрывных нарушений. Состоит из хаотического скопления обломков независимо от размеров. Матрикс представлен теми же породами, но более дезинтегрированными. Катаклазит – рыхлый или связный агрегат обломков минералов с нарушением их внутреннего строения, днформацией решеток (волнистое угасание, двойники скольжения, расстрескивание, дробление, грануляции). Это слои песка с примесью гравийных зерен с включением влунов и глыб. В массивных породах часто выполняет извилистые трещины. К катаклазитам относится глина трения – тонкий агрегат перетертых минералов 10% порфиробластов. Связный агрегат (бластокатаклазит) - плотная порода, близкая по составу материнской, но перекристаллизованная. Обычно удается различать в обломках первичную структуру и состав. Сланцеватость, флюидальность обычно отсутствуют. Милонит – тонкопертертая порода, в которой порфирокласты минералов материнской породы заключены в матрикс с флюидальной текстурой, полосчатой, сланцеватой, струйчатой. Образование матрикса обусловлено твердофазовыми реакциями. Ультрамилонит – крайняя степень развальцевания. Порфирокласты размолоты и прревращены в линзовидные полоски. Размер зерен до 0.02 мм. Струйчатые, флюидальные текстуры. Псевдотахилиты (тектониты плавления) образуются в условиях сильного тектонического трения и частичного плавления. Разновидность ультрамилонитов. Будинаж – расщепление горных пород низкой пластичности, заключенных между слоями более пластичных пород. Пласт расщепляется на отдельные фрагменты – блоки или линзы с сохранением их между смежными пластами. Выделяется ряд стадий развития будинажа: эмбриональная (будины соеденены шейками), блоковая, нормальная (боченковидной формы), линзовый (линзовидные, растащенные). Размеры от миллиметров до километров.

6. Складчатые деформации.

Складки могут образовываться за счет изгиба пород со слоистой, сланцеватой, полосчатой текстурой (изгиба пласта, слоя) и за счет дифференциальных движений по сближенным плоскостям, субперпендикулярным слоистости, полосчатости или расположенным к ним под крутым углом. Эта структура морфологически отвечает складке, но образуется не в результате изгиба.

Элементы складки ( в том числе координаты складки: б - параллельна шарниру; а - лежит в осевой плоскости и перпендикулярна оси б; осевая плоскость - плоскость аб; с - перпендикулярна плоскости аб).

Структурные элементы. Это линейные, плоскостные и объемные ячейки однотипного строения. К главным структурным элементам относятся: слоистость, сланцеватость-кливаж, шарниры складок, метаморфическая полосчатость, а также линии пересечения слоистости в разных крыльях складки, линии пересечения слоистости и сланцеватости, которые эквивалентны шарниру складки. Дополнительными структурными элементами являются осевые поверхности складок, мономинеральная линейность, бороздчатость, ребристость, будинаж и др.

На геологических картах выделяются изометричные складки, линейные замкнутые структуры и линейные незамкнутые структуры.

Изометричные – купол, синклинальная чаша, мульда. Структуры, не имеющие осевой плоскости, шарнира, крыльев. Единственная ось - кинематическая, совпадающая с осью симметрии. Формируются в условиях концентрированных вертикальных движений, связанных с выступами фундамента, с воздействием штампа – давления массы нижнего яруса на породы верхнего (диапиризм).

Линейные замкнутые структуры – четко вытянутые формы, эллиптические структуры в плане. Относятся к брахискладкам. Шарниры на концах складки падают в разные стороны, в центральной части шарнир субгоризонтален. Эти структуры обнаруживаются только в горизонтальных сечениях местности или в пологих сечения к горизонту. В вертикальных и крутых сечениях отсутствует.

Линейные незамкнутые структуры – представлены гармоничными и дисгармоничными складками. В гармоничных – все смятые пласты параллельны между собой. На геологических картах и планах обнаруживаются тогда, когда падение их шарниров отличается от горизонтального. При горизонтальных шарнирах складку можно установить только по встречным падениям слоистости (синклинали) или по противоположным падениям (антиклинали). Для выяснения морфологии линейной незамкнутой складки необходимо построить её разрез в сечении, перпендикулярном шарниру.

Среди складок продольного изгиба выделяется несколько типов: концентрические складки с неизменной мощностью и без скольжения слоев по плоскостям слоистости; складки изгиба со скольжением слоев параллельно слоистости и неизменной мощностью; складки изгиба с пластическим течением материала с крыльев в зону осевой плоскости и увеличением мощности в замке; складки изгиба с зоной сжатия в ядре и с зоной растяжения в замке; складки изгиба с однородной деформацией в области ядра и замка; складки ламинарного течения, известные как кливажные складки с кливажем или сланцеватостью параллельной осевой плоскости и резким увеличением мощности в месте перегиба по сравнению с крыльями; для этого типа характерно перемещение материала не вдоль слоистости, а параллельно осевой плоскости. Это хорошо подчеркивается растаскиванием жестких пластов, ориентировкой включений, линз, лейкосом мигматитов, т.е. действует механизм скалывания и скольжения поперек слоев при сжатии параллельно напластованию.

При хрупких складчатых деформациях могут образовываться кинк-структуры (кинкбанды) и шевронные складки. Кинк-структуры это узкие зоны пластического излома, где слоистость-сланцеватость повернута относительно первоначального залегания. Это коленообразная структура, образовавшаяся при скольжении слоев по плоскостям слоистости или сланцеватости во встречных направлениях. Шевронные складки (зигзагообразные, угловатые, гармониеобразные) как правило, симметричные с равной длиной крыльев и с резким изломом по осевой поверхности. При этом происходит межпластовое скольжение во внешней части – к замку, во внутренней части – от ядра. Характерны для тонкослоистых пород.

Соотношение складчатых деформаций с метаморфизмом и магматизмом.

Доскладчатое развитие минеральных ассоциаций метаморфических пород определяется тем, что метаморфическая полосчатость изгибается всеми генерациями складок. Порфиробласты пород располагаются незакономерно.

Синскладчатое развитие минералов происходит по плоскостям минимальных главных напряжений и плоскостям минимальных скалывающих напряжений. Минеральная линейность совпадает с шарнирами синхронных складок. Слюды, хлориты, дистен, силиманит, роговые обманки характерны для синскладчатой кристаллизации.

Послескладчатая метаморфогенная кристаллизация имеет много общего с доскладчатой, т.к. образуется в статических условиях. Порфиробласты не имеют предпочтительной ориентировки и пересекают элементы структурно-метаморфического парагенезиса (сланцеватость). Ставролит, андалузит, кордиерит образуются в нескладчатых условиях. Гранат, полевые шпаты, кварц могут образовываться как в складчатых так и в нескладчатых условиях.

Мигматитовые лейкосомы по отношению к складкам подразделяются на доскладчатые, в виде послойных и секущих слоистость или полосчатость прожилков и жил и синскладчатые. Они изгибаются вместе с изгибом слоистости, полосчатости, сланцеватости, образуют послойные инъекции. Для послескладчатых жил лейкосом характерно пересечение ими линз синскладчатых лейкосом или осевых поверхностей складок.

7. Геометрический анализ складчатых деформаций.

Ориентировка складчатых структур может иллюстрироваться двумя способами: показом залегания слоистости, кливажа, сланцеватости, шарниров складок и линейности на геологической карте и посредством геометрического анализа этих элементов на стереографических проекциях (сетках). Стереографическая сетка представляет собой проекцию линий полусферы (меридианов и параллелей) шара на плоскость, проведенных через определенное количество градусов (2-5). Существует много разновидностей сеток, составленных в экваториальной или центральной (полюсной) проекциях с разным соотношением в точности углов и элементарных площадей. У стереографических сеток угловые расстояния не изменяются и их всегда можно измерить, но она не является равноплощадной (один и тот же квадрат в разных участках сетки занимает разную площадь). В отличие от них существуют равноплощадные сетки (экваториальная сетка Шмидта). В геометрическом анализе принято работать с неравноплощадной стереографической экваториальной сеткой Вульфа. Поскольку площади на этой сетке искажены, для изображения плотности распределения точек используется планисфера Пронина (Елисеев,1957). Сетка напоминает проекцию одного из земных полушарий с меридианами и параллелями. Меридианы называются большими кругами или дугами больших кругов. Линия экватора это тоже дуга большого круга. Все другие траектории называются малыми кругами или дугами малого круга. Они представляют собой криволинейные поверхности, траектории сечения конусов различного углового радиуса. На сетке показаны углы азимутов с увеличением по ходу часовой стрелки (в отличие от горного компаса).

Геометрическим эквивалентом структурных элементов складок являются либо плоскость (для слоистости, сланцеватости), либо линия (для шарниров складок и линейности разных типов). Задача сводится к нанесению на сетку плоскостей и линий, соответствующих ориентировке структурных элементов. Простейшие операции для решения любой задачи на стереографической сетке состоят в построении проекций линий (L), плоскостей (S) и полюсов плоскостей (S). При этом линии, проецируемые на сетку, обычно соответствуют шарнирам складок и разным типам линейности, а плоскости – участкам крыльев, или замков складок, а также осевым плоскостям, трещинам, зеркалам складок.

Для построения проекции линии, при стандартном положении сетки и стекла, против углового деления сетки, отвечающего азимуту погружения линии, на кальке ставится черточка. Затем отметка совмещается с 00 сетки и по центральному меридиану от южного полюса к центру сетки отсчитывается угол погружения и ставиться точка (L) – проекция данной линии. Определение обратной задачи (определение координат линии по её проекции на сетке) заключается в выведении точки L на южную половину центрального меридиана и, отсчитав угол между точкой и южным полюсом определить угол погружения линии. Сделанная в этом положении отметка на стекле против 00 сетки при приведении стекла и сетки в стандартное положение укажет азимут погружения линии.

Изображение на сетке плоскостей производится либо в виде проекций их полюсов S (нормалей к плоскостям), либо в виде проекций самих плоскостей S , представленных дугами большого круга сетки. При нанесении полюсов плоскостей (по данным азимутов и углов падения) на стекле, при стандартном положении стекла и сетки, ставиться отметка, отвечающая азимуту падения плоскости. Черту совмещают с 0 сетки и находят точку – проекцию S – путем отсчета по центральному меридиану от центра сетки к северу угла падения плоскости. Для решения обратной задачи – определения по проекции полюса S азимута и угла падения плоскости – проекция выводится на северную половину центрального меридиана и измеряется угловое расстояние от этой точки до центра сетки, равное углу падения плоскости. Черточка на стекле в этом положении против 0 сетки, при проведении стекла и сетки в стандартное положение будет фиксировать на внешнем круге сетки азимут падения плоскости.

Проекция самой плоскости S может быть построена либо с использованием проекции её полюса, либо с помощью дуги большого круга, отвечающей данной плоскости. Для этого отмечаем на стекле черточкой азимут падения плоскости. Совмещаем черточку с 0 сетки. Отсчитываем от правого края сетки величину угла падения, проводим дугу большого круга, которая отвечает заданной плоскости. Если падение юго-восточное, то отсчет надо брать от левого края сетки, если северо-западное – с правого. Проекция плоскости с использованием проекции её полюса проводится выведением на экватор положение S и проведением на стекле или кальке дугу большого круга по меридиану сетки через точку, отстоящую по экватору в 90о от полюса плоскости. Обратная задача - определение координат плоскости по дуге большого круга решается совмещением дуги с соответствующим меридианом, определением угла падения, равного угловому расстоянию от дуги до ближайшего края сетки. Отметка в этом положении на противоположном конце экватора, при приведении сетки в стандартное положение, покажет направление падения, в свою очередь, пересечение дуги с окружностью – азимут простирания.

Статистический анализ массовых замеров ориентировки плоскостных и линейных элементов производится несколькими способами. Простейший из них нанесение замеров в виде точек и предварительный анализ распределения их концентрации. При геометрическом анализе проводится геометрическая обработка и выделение контуров концентраций точек.

Для обработки точечной диаграммы на неравноплощадной сетке Вульфа используется планисфера Пронина, в центрах элементарных кругов которой выносится количество точек, попавших в круг и проводятся изолинии концентраций точек в процентах. При геометрическом анализе применяются главным образом S-диаграммы, которые используются для ориентировки слоистости, сланцеватости. Индекс означает что нормаль к плоскости расположена на угловом расстоянии равном 90о. Подсобными являются диаграммы линейных направлений

8. Инъективная тектоника (соляная, глиняная тектоника)

Заключается во внедрении вещества одного геологического тела в пространство, занимаемое другим геологическим телом.

В строении областей соляной тектоники выделяются: соляные купола, межкупольные пространства, компенсационные мульды и разрывные нарушения. Соляные структуры представляют собой линзовидные, грибовидные, столбообразные и др. тела. Образование соли является более древним, чем отложение надсолевого комплекса, а соляная интрузия произошла позднее, чем отложения тех горизонтов в надсоляном комплексе, которые она прорывает.

Морфология соляных структур. Наиболее крупной структурой является соляной массив – скопление масс соли пластового типа с соляными поднятиями и соляными мульдами. Структурами среднего масштаба являются соляные купола, соляные подушки, соляные штоки, соляные валы или гребни.

Соляным отложениям свойственна полосчатость и слоистость, что и определяет широкое развитие в них складчатых структур. Конседиментационные складки сложно смятые, мелкие, дисгармоничные, закрученные, проявляются избирательно. Образуются в условиях гравитационного оползания, локального растворения и уплотнения под воздействием дифференциальной нагрузки. Складки, синхронные с внедрением соляного диапира, разнообразны по форме, размерам, обычно изоклинальные. Они обусловлены движением соли вверх, а боковое сжатие практически отсутствует. Для них неприменимы понятие изгиб, сжатие. Они образованы ламинарными потоками и относятся к складкам течения (волочения).

Особенностями тектоники соляных куполов являются следующие: интенсивность складчатости возрастает в верхней части купола и от периферии к центру; крылья складок субвертикальны и параллельны контактам купола, шарниры часто тоже вертикальны, т.к. перемещение материала происходит параллельно шарниру, а не перпендикулярно, так как это происходит в обычных складчатых структурах; осевые плоскости складок часто изгибаются в процессе образования складки.

Движение соли может быть вызвано гравитационными процессами (в основном), тектоническими факторами (роль стрессового курка), дифференциальной нагрузкой вышележащих пород на разные части солевого комплекса, тепловым расширением пород при погружении. На первых стадиях роста соляного купола происходит небольшое поднятие в центральной части купола. Затем в наиболее возвышенной части соль активно устремляется вверх и вовлекает всю массу соли в движение, с формированием цилиндрического или грибообразного соляного интрузива. Рост соляного штока приводит к поднятию, прорыву вышележащих пород, с образованием межкупольных пространств, осложненных межкупольными компенсационными мульдами. Формирование соляных купольных структур сопровождается образованием густой сети разрывных нарушений, концентрически, радиально или под углом окружающих соляной шток. Отчетливо наблюдается центральный грабен. Он образуется в результате деформаций изгиба в пределах купола и растяжением вдоль апикальной (верхушечной) его части, с образованием разрывов-сбросов, ограничивающих центральный грабен (рифт).

В отличие от соляной тектоники глиняная тектоника характеризуется добавочным фактором – ролью воды, которая приводит к значительному увеличению пластичности глин и выполняет роль смазки при перемещениях вещества. Глиняные диапиры развиваются в антиклинальных структурах – валах и в разделяющих валы депрессиях с накоплением в них огромных толщ осадков. Разность нагрузок приводит к отжиманию глины в сторону пониженного давления и образования глиняного диапира.

9. Разломы и разломообразование.

Разлом – это отдельный разрыв или зона разрушений в земной коре, вдоль которых происходит смещение горных пород. При этом происходит разрушение и дислокация пород, с образованием разного типа структур-складок, меланжей, олистостром и т.д. Разломы – это структуры скалывания (сдвига). Размеры разломов от микроскопических до сотен и тысяч метров в ширину и до сотен км в длину. Движения по разлому происходят по ровной или искривленной плоскости, но могут распределяться по множеству близко распложенных параллельных плоскостей, образуя расслоенную зону разлома. На смещенных поверхностях иногда образуются зеркала скольжения, где видны царапины и штрихи. Обычно вдоль разлома встречается вязкая глина трения из тонкоперетертых минералов мощностью от сантиметров до нескольких метров. При интенсивном движении по разлому в результате трения и повышения температуры образуются брекчии, катаклазиты, милониты и другие динамокластиты. Породы крыльев разлома могут разрушаться с образованием трещин и изгибаться, сминаться в складки (волочения).

Результирующее смещение по разлому достаточно легко определяется с помощью простых геометрических построений, если на противоположных крыльях разлома удается две первоначально близкие точки. Реже для этих целей можно использовать линейные геологические тела – пласты осадочных пород, рудные тела. Направление смещения достаточно достоверно указывает ориентировка желобков и штрихов на поверхности разлома.

Разломы подразделяются: на разломы со смещением по простиранию сместителя и разломы со смещением по падению сместителя. Все другие типы называются разломами с косым или диагональным смещением. Далее разломы классифицируются по направлению перемещения крыльев на сбросы, взбросы, сдвиги и т. д.

В современных представлениях сдвиги являются зонами тектонических деформаций, обусловленных скалываниями в литосфере в результате тектонических напряжений независимо от ориентировки сместителя в пространстве. В подавляющем большинстве случаев зоны сдвигов это широкие объёмные тела. При нагрузках, превышающих предел упругости начинают развиваться многочисленные микродислокации в объемной зоне, а затем возникают макродислокации – разрывные нарушения. Это принцип минимизации потенциала – легче сдвинуть фрагменты тела, чем сразу разорвать его на две части. Зоны сдвигов и элементарные сдвиги располагаются группами, образуя периодические серии, размещаясь на равных расстояниях друг от друга. Простейший пример – сланцеватость, где каждая поверхность напластования представляет собой элементарный сдвиг. Морфология зон сдвигов и элементарных сдвигов подобна и независима от их размеров. Это подобие позволяет использовать зоны сдвигов для тектонического моделирования. Поверхность сместителя сдвигов искривляется в направлении, требующем при смещении наименьших энергетических затрат. Таким образом, сдвиги очень часто должны переходить в надвиги и шарьяжи.

Другой чрезвычайно важной разрывной структурой являются сдвиго – раздвиги. Они возникают в случаях, когда ориентировка стенок разрыва не совпадает с направлением смещения при сдвиге. В англоязычной литературе они именуются pul apart “растянутый в сторону.” Они представляют собой ячейки растяжения в пределах зон сдвига в виде вытянутых цепочек ромбических и линзовидных впадин. (Байкальская рифтовая зона, Ферганская, Иссык-Кульская впадины).

Морфокинематический анализ разрывных нарушений основан на полевом изучении, анализе геологических карт, теории деформации твердых тел и геометрическом воспроизведении разрывов. Разрывы возникают в условиях растяжения либо сжатия. В первом случае возникают сбросы и раздвиги, во втором – взбросы, надвиги и сдвиги. Кроме того, разрывы могут возникать в связи с экзогенными гравитационными процессами, с образованием покровов, шарьяжей.

Морфокинематическая характеристика сбросов и раздвигов. Образование сбросов связано с растяжениями, возникающими при поднятиях, с которыми связано увеличение площади участка земной коры. Наиболее отчетливо сбросы проявлены при складкообразовании по типу поперечного изгиба при вертикальных движениях блоков или нагнетания пластичного материала в породы осадочного чехла. В случае глыбовых и отраженных складок сбросы группируются в две системы: одну, глубинных сбросов, ограничивающих активные блоки, другую, поверхностную, как результат поперечного изгиба осадочной толщи. Первые развиваются снизу вверх, вторые - сверху вниз. При встрече они сливаются в одну структуру большой ширины и протяженности, обычно образуя флексуру. Сбросовые зоны также представляют собой системы односторонних и двусторонних грабенов, симметричных и асимметричных ступеней, оперяющих зону главного разлома. Сбросовые системы представляют собой зоны разрыхления земной коры, которые являются проницаемыми для магматических пород, гидротермальных растворов и благоприятными для образования месторождений, в том числе и линейных кор выветривания. Все сказанное имеет прямое отношение и к раздвигам. К ним могут относиться как тектонические, так и нетектонические (контракционные трещины отрыва).

Морфокинематическая характеристика сдвигов и надвигов. Сдвиги и надвиги являются типичным следствием сжатия земной коры с движением горных масс, в тылу которых часто возникает третья форма – сброс, обусловленная растяжением. Сдвиги известны не только в складчатых зонах, но и как самостоятельные структуры блоковой тектоники щитов и фундамента платформ, а также могут разделять литосферные плиты планетарного значения. Сдвиги и надвиги являются также элементами структурного парагенезиса различных типов складок. Они осложняют крылья, располагаясь параллельно или же наискось к их простиранию.

Глубинные разломы. Наиболее отчетливо проявлены в складчатых и рифтогенных областях. Глубинные разломы выкраивают полигональные очертания стабильных блоков земной коры (платформ), срединных массивов и разделяют мегаблоки континентов и океанов. Для них характерны: большая протяженность и глубина заложения, длительность и многократность смещений по ним, приуроченность к ним магматизма, особенно гипербазитов, вулканизма, гипоцентров землетрясений, скоплений полезных ископаемых. На поверхности они фиксируются как структурно-вещественные тела огромной (в сотни и тысячи км). В глобальной системе разломов – регматической сети – выделяются три группы: рифты СОХ и континентальные рифты; зоны погружения литосферных плит (зоны субдукции); трансформные разломы. Рифтами называют систему раздвигов, возникающую вдоль зон поднятия мантийного вещества и становления молодой земной коры. Зоны погружения или воздымания литосферных плит (зоны субдукции или обдукции), располагаются вдоль активных континентальных окраин и представляют собой глубинные поддвиги и надвиги. Трансформные разломы представляют собой огромные сдвиги, парагенетически связанные с рифтами, преобразующие энергию раздвига рифта в сдвиговую и, тем самым, облегчающую процесс раздвижения плит.

10 Качественный и количественный анализ деформаций

Для качественной и количественной оценки деформации используется модель эллипсоида деформации, образованного из сферы в результате деформации, при условии равенства объемов до и после деформации. Преобразование шара в эллипсоид может быть осуществлено сжатием, растяжением, сплющиванием, вращением и сдвигом. Полуоси эллипсоида имеют только геометрическое значение и отвечают наибольшей, средней и наименьшей полуосям деформации. С помощью эллипсоида нельзя непосредственно восстановить положение осей напряжений и для этой цели можно воспользоваться неорганическими образованиями (конкрециями, гальками, ооидами, сферолитам и некоторыми ископаемыми остатками организмов (биофоссилиями – аммонитами, белемнитами, криноидеями, брахиоподами), имеющими первично-сферическую форму. По двум взаимно перпендикулярным шлифам, содержащим три полуоси наблюдаемого эллипсоида (А, Б, С), рассчитывается первичный радиус сферы (r - 3АБС) и затем максимальное растяжение по осям, по отношению к первичной сфере в процентах (вычитанием из значения полуоси эллипсоида значение радиуса сферы). Если пренебречь минимальной деформацией по одной из осей (Д), сведя задачу к плоской, можно воспользоваться кривой А.Надаи (1931), которая показывает изменения размера большой полуоси в зависимости от изменения меньшей полуоси (отношение А/С). Ориентировка деформированных ооидов закономерно согласуется с геометрическими элементами складок и кливажом, так что максимальное удлинение параллельно осевой плоскости или кливажу, а максимальное сокращение нормально к осевой плоскости или кливажу. Такие исследования выполнены еще в 40-х годах Э. Клоосом и получили развитие в работах Е.И. Паталахи (1967, 1968).

Определение деформаций возможно и по таким образованиям, как будинированные пласты и кристаллы минералов с «тенями давления». В последнем случае деформация не оказывает влияния на форму кристалла, но появляются тени давления (т.е. участки свободные от действия стресса), которые заполняются кварцем, кальцитом, серицитом, хлоритом и другими минералами. В замковой части складки «тени давления » вытянуты в направлении растяжения.

Определение осей напряжений возможно при помощи сопряженной сколовой трещиноватости и разрывных смещений по методу М.В.Гзовского. В качестве сопряженных трещин выбираются сколы, характеризующиеся противоположными направлениями смещения (например, правые и левые сдвиги). Таким образом, для определения особенностей поля напряжений пригодны элементы структурного парагенезиса, такие как кливаж осевой плоскости, складки волочения, сколовые трещины и кинкзоны. В породах подвергшихся кливажу осевой плоскости, главные оси деформации ориентированы так, что главная ось растяжения параллельна плоскости кливажа и перпендикулярна шарнирам складок, максимальное сжатие нормально к плоскости кливажа, а медианная (средняя) ось совпадает с осью складки. Так же как плоскости кливажа, располагаются осевые плоскости складок волочения, при межпластовых перемещениях в серии пластов. Кристаллизационная сланцеватость образует поверхности, перпендикулярные к максимальным сжимающим напряжениям, при этом максимальные растягивающие напряжения фиксируются линейностью.

11. Основные принципы структурной петрологии.

Всем типам вулканических пород свойственны текстуры течения - полосчатые, план-параллельные (трахитовые, флюидальные). Это позволяет решать ряд задач – направление движения расплава, положения центров излияния, формы тел и потоков.

Первично-магматические текстуры вулканитов.

Лавовый поток разливается по поверхности и образует лавовые поля. Верхняя часть потока покрывается коркой. Основным магмам свойственна волнистая поверхность, кислым – глыбовая. В основании потока – зона закалки. Внутренняя часть потока долго остается жидкой, течет и дифференцируется. Газовые пузырьки поднимаются вверх, выделившиеся кристаллы фракционируются по размеру, плотности и даже могут закристаллизоваться (габбро, долериты в базальтах). По этим особенностям легко устанавливается кровля и подошва потока. В разрезах вулканогенно-осадочных пород лавовые потоки напоминают пластовые интрузии, но интрузии моложе вмещающих пород, а лавовые потоки моложе подстилающих и древнее перекрывающих отложений. Текстуры течения – полосатость, линейность характерны средней части лавы.

Подушечные лавы (пиллоу-лавы). Образуются при подводных излияниях магмы основного состава. Эти лавы свертываются в караваеобразные тела в виде подушки до 1-2 м в поперечнике. У верхней части подушек концентрируются газовые пузырьки, полые или превратившиеся в миндалины. Пространство между подушками заполнено раскристаллизованным стеклом.

Туфы. Образуются за счет выброса обломков кристаллов, пыли, пепла, лапиллей, бомб, шлака. Включенные в лаву обломки туфов часто ориентированы длинной стороной в направлении движения лавы. В пепловых образованиях часто наблюдается градационная слоистость, ритмы и циклы.

Первичные трещины. Это трещины отдельности. Столбчатая или призматическая (характерна для базальтов и андезитов) – пяти или шестигранные столбы-призмы. В крупнокристаллических породах высота столбов 15-20 м, а диаметр 1-3 м. В мелкокристаллических диаметр 0.1-0.3м, а высота 3-4м. Длинные оси призм располагаются перпендикулярно к фронту остывания - дну и поверхности потока. Образуется за счет стяжения и сокращения объёма при охлаждении. К другим типам отдельности относятся плитчатая, поперечная контракционная отдельности и скорлуповатая концентрическая отдельность, связанная с наложенной трещиноватостью под действием тектонических сил и деформаций.

Строение и текстуры интрузивов.

Первично-магаматические текстуры выражаются в присутствии в разрезе зональности, полосатости, линейности.

Зональность проявляется в огромных масштабах (до десятков и сотен км). От контактов к центру массива – три крупные зоны. Зона закалки (быстрой кристаллизации) маломощная, мелкозернистая, ориентированные текстуры развиты слабо. Краевая зона – сложена породами перехода от зоны эндоконтакта и высокотемпературными породами внутренней части массива. Контакт краевой зоны с зоной закалки параллелен контакту интрузива с вмещающими породами. Внутренняя зона или расслоенная серия - наибольшая часть магматической камеры. Породы часто представлены полосчатыми разновидностями с субгоризонтальным залеганием.

Крупномасштабная полосатость в трапповых интрузиях образована полосами долеритов разного состава, в кровле – диоритов, а в основании часто сульфидные залежи. Среднемелкомасштабные плоскостные и линейные текстуры включают: полосчатые, трахитоидные, сланцеватые, линейные, сегрегационные. Первичная полосатость выражена чередованием полос небольшой мощности , отличающихся по составу, зернистости или структуре. Часто образует ритмы с постепенным или резким изменением содержания темноцветных минералов с максимумом у подошвы и уменьшением к кровле (в отличие от осадочных ритмов). Трахитоидные (флюидальные) текстуры выражены план-параллельным расположением уплощенных кристаллов калишпата (как первых продуктов кристаллизации) в направлении течения магмы. В вулканических породах (трахитах, андезитах). Пространство между крупными трахитоидно расположенными вкрапленниками полевого шпата заполнено стеклом или продуктами его разложения, а в гипабиссальных и глубинных породах мелкозернистым агрегатом. В случае активной, подвижной магмы трахитоидные вкрапленники располагаются параллельно стенкам трещины, а в случае пассивной (малоподвижной) магмы образуется две группы зерен. Первая (ранняя) это группа крупных хорошо ограненных кристаллов, в виде скоплений (кумулас), вторая (поздняя)- более мелкие минералы, заполняющие пространство между минералами кумуласа. Возникает типичная трахитоидная структура, параллельная дну камеры.

Магматическая сланцеватость - текстура свойственная гранитоидам, выражена план-параллельным расположением листочков слюды обычно параллельно первичной полосатости и контакту интрузива с вмещающими породами. Возникает в результате давления магмы на вмещающие породы. В отличие от магматической существует наложенная сланцеватость непараллельная полосатости и пересекающая весь массив и контакты.

Линейность выражена линейным скоплением кристаллов, шлиров, ксенолитов (обычно амфиболов, пироксенов, полевых шпатов). Их ориентировка однозначно отражает направление течения магмы.

Сегрегационные текстуры – возникают на ранних стадиях кристаллизации магмы в результате слипания выделившихся кристаллов и образования агрегатов. Такие сгустки легко деформируются в процессе течения и образуют плоскопараллельные шлиры.

Первичные трещины интрузивных массивов Расположены только в пределах массива. Различаются: эндогенные, связанные с сжатием при охлаждении. Контракционного типа. В гранитах образует матрацевидную отдельность. Для них не характерна гидротермальная минерализация, рудные жилы.

Эндокинематические трещины. Они проявляются в первично-расслоенных породах и закономерно связаны с первичными плоскостными и линейными текстурами. Часто заполнены дайками и жилами аплитов, кварца, пегматитов. Ориентировка трещин не совпадает с ориентировкой трещин во вмещающих породах. Выделяется 4 главных системы эндокинематических трещин: (Q) поперечные-перпендикулярны полосатости и линейности, прямые, длиннее других, часто заполнены остаточными расплавами. Это трещины растяжения; (S) продольные трещины – перпендикулярны полосатости и параллельны линейности. Более грубые и короткие. Часто заполнены аплитами и кварцем; (L) пластовые трещины параллельны полосатости и линейности. Заполнены остаточными и гидротермальными продуктами; (D) диагональные трещины - под углом к полосатости и линейности.

Литература

Геологическое картирование хаотических комплексов. Под редакцией Н.В.Межеловского.М., Госкомнедра, Геокарт, 2009. 230 с.
Заика-Новацкий В.С., Казаков А.Н. Структурный анализ и основы структурной геологии. Учебн. пособие. Киев., «Выша школа», 1999.280 с.
Михайлов А.Е. Структурная геология и геокартирование. М., Наука, 1973. 432 с.
Павлинов В.Н., Соколовский А.К. Структурная геология и геологическое картирование с основами геотектоники. М., Недра, 2010.318 с.
Паталаха Е.И., Смирнов А.В. Введение в морфологическую тектонику. М., Наука, 1986. 149 с.
Структурный анализ при геодинамических реконструкциях. Под редакцией Н.В.Межеловского.М., 2004. 256 с. (Роскомнедра, Госкомнедра Украины, Геокарт, МАНПО).
Хаин В.Е., Ломизе М.Г. Геотектоника с основами геодинамики. М.: Изд.-во МГУ, 2005. 480 с.

Основы структурного анализа при геокартировании