По предположениям ученых, район, где было сделано открытие, сотни миллионов лет назад был частью континента.

Эффузивы часто залегают в виде подушечных лав и перемежаются с кремнистыми породами. Кроме основных вулканогенных пород в подчиненном количестве встречаются также кислые альбитизированные породы трахитового и риолитового состава, количество которых возрастает со временем. Кроме кремнистых пород для этой стадии характерны глинистые сланцы, известняки (часто рифовые), а в некоторых геосинклинальных областях — разнообразные обломочные породы. Соотношение осадочного и вулканогенного материала может сильно варьировать в разных складчатых областях и даже в разных структурных зонах одной геосинклинальной области (вплоть до почти полного исчезновения вулканогенного материала).

Начальные стадии развития геосинклинали завершаются первой крупной дислокацией — складчатостью, приуроченной к участкам сопряжения интрагеосинклиналей с интрагеоантиклиналями и фиксирующей мощные зоны разломов. Эти дислокации сопровождаются чрезвычайно характерной интрузией ультраосновных и основных пород (перидотиты, пироксениты, габбро и др.). Американские геологи (Г. Хесс, Дж. Умбгров и другие) придают очень большое значение этой тектонической фазе и считают ультраосновные интрузии характерным признаком первой крупной деформации при формировании тектогена (первичной геосинклинали), точно определяющим его место.

С вулканогенными породами начальных стадий развития геосинклиналей ассоциируются колчеданные и близкие к ним золото – баритовые месторождения (серноколчеданные, медно-цинковые, свинцово-цинковые или полиметаллические, баритово –золоторудные и др.), а также небольшие скопления вкрапленных медных руд. С ультраосновными интрузиями связаны месторождения платины и металлов ее группы, хрома, титаномагнетитов, вкрапленных медных руд, асбеста, а также никеля и магнезита (месторождения коры выветривания).

Давно заметили, что в одних областях осадочные породы залегают горизонтально, а в других они интенсивно дислоцированы. Первые области были названы платформами (от франц. plate — плоская, forme — форма), так как они обычно имеют плоский рельеф. Другие области, имеющие гористый рельеф, были названы складчатыми областями или зонами. В 1859 г. американский геолог Дж. Холл обратил внимание на приуроченность складчатых областей к прогибам, заполненным мощными толщами осадочных образований. Он считал, что такие прогибы возникают на окраинах материков (как, например, в Америке), куда сносится большое количество осадочных материалов, под тяжестью которых и прогибается земная кора. В 1873 г. такие области «длительного оседания», сопровождаемого накоплением осадков, были названы другим американским геологом Дж. Дэна геосинклиналями. Дж. Дэна исходил из общепринятой тогда контракционной гипотезы, объясняющей процессы горообразования сжатием Земли в связи с ее охлаждением. В настоящее время представления о геосинклиналях значительно изменились, углубились и расширились.

Многие области, которые Дж. Дэна относил к геосинклиналям, так не называются. И все же учение о геосинклиналях сыграло исключительную роль в развитии современных представлений о формировании и становлении земной коры и является одним из наиболее значительных обобщений в геологии. После Дж. Холла и Дж. Дэна проблема геосинклиналей разрабатывалась многими зарубежными и советскими геологами. Большинство советских геологов вслед за В. А. Обручевым, А. Д. Архангельским, Н. С. Шатским, В. В. Белоусовым и другими называют геосинклиналями обширные депрессии, обычно заполненные морем, где в течение нескольких геологических периодов отмечаются исключительно высокая, хотя

и неравномерная подвижность земной коры, большой размах, скорость и контрастность колебательных движений.

Это неизбежно сопровождается деформациями земной коры, выраженными в разрывах и складчатости. Уже в начале развития геосинклинали происходит раздробление земной коры на отдельные блоки, движущиеся с разными скоростями и иногда в разных направлениях. Таким образом возникает частая перемежаемость поднятий и прогибов, обладающих, однако, четко выраженной линейностью, т. е. вытянутых в одном направлении. Прогибы заполняются толщами осадочных и вулканогенных отложений, тогда как в смежных с ними поднятиях эти образования или имеют незначительную мощность, или отсутствуют. Такие прогибы и поднятия, появляющиеся одновременно в начальных стадиях развития геосинклиналей, В. В. Белоусов назвал интрагеосинклиналями и интрагеоантиклиналями.

Параллельные несогласия характеризуются параллельным (т. е. внешне согласным) залеганием слоев, при котором их стратиграфическая (возрастная) последовательность нарушена в результате отсутствия (или, как говорят, выпадения из разреза) пачки слоев. Параллельные несогласия обычно сопровождаются размывом поверхности более древней толщи, следы которого более или менее легко обнаружить по неровностям (вымоинам); кроме того, залегающие несогласно молодые отложения часто начинаются межформационным конгломератом с галькой из обломков подстилающих пород (184, а, б). Однако иногда следов размыва не сохраняется, хотя отсутствие многих слоев (т. е. перерыв в накоплении осадков) достоверно устанавливается по органическим остаткам. В таких случаях стратиграфическое несогласие называют скрытым. Скрытые несогласия особенно часто встречаются на контактах рыхлых, слабо сцементированных и текучих отложений (плывунов, сапропелей и др.).

184. Типы несогласий в залегании горных пород. а — стратиграфическое несогласие (перерыв в осадко - накоплении с размывом поверхности горных пород, отложенных до перерыва); б— е — угловое несогласие (сочетание дислоцированных пород с более молодыми недислоцированными); г — 9 — угловое несогласие (сочетание двух толщ, дислоцированных с разной степенью интенсивности); е— ж — угловое несогласие (сочетание двух различно дислоцированных толщ с третьей, залегающей горизонтально); з — тектоническое несогласие (сочетание различно дислоцированных толщ по разлому): А Б — линия разлома.

Угловые несогласия характеризуются неодинаковыми углами падения слоев выше и ниже поверхности несогласия, когда, например, молодая слоистая толща несогласно ложится на размытую выровненную поверхность собранных в складки более древних пород (184, в). Разделенные таким несогласием толщи могут быть в свою очередь дислоцированы (184, г, д), а затем вновь размыты и несогласно перекрыты третьей горизонтально залегающей свитой (184, е, ж). В каждом угловом несогласии надо различать элементы залегания: а) пород нижнего комплекса; б) пород верхнего комплекса и в) поверхности несогласия. Частным случаем углового несогласия является азимутальное, при котором несогласно залегающие толщи отличаются не только по углам падения, но и по азимутам простирания.

Несогласия могут быть региональными, распространяющимися на большие пространства, и местными (локальными), проявленными на относительно небольших участках. Локальные угловые несогласия обычно проявляются лишь в присводовых участках антиклиналей и затухают в смежных синклиналях. Они характерны для прерывистых складок. Региональные угловые несогласия характерны для линейных складок. По ним устанавливаются фазы складчатости и время ее проявления: несогласно перекрытые складки, очевидно, образованы между временем отложения самой молодой из срезанных несогласием породой и самой древней из пород, перекрывающих складки.

Полировка стенок трещины с образованием «зеркал скольжения» распространена очень широко. Зеркала скольжения имеют характерную шероховатость, выражающуюся в том, что если проводить рукой в сторону движения, то шероховатость не ощущается, а в обратном направлении шероховатость ощущается отчетливо.

Царапины, борозды и желоба прочерчиваются остроугольными обломками или выступами твердых пород и минералов на стенках трещины во время относительного перемещения крыльев. Они различаются по размерам и частично по форме и происхождению. Царапины расширяются в направлении движения, так как при движении острие обломка или выступа стенки стачивается. Поэтому тупые концы царапин направлены по движению противоположной стенки. Если царапающий обломок при движении дробится, он делает несколько царапин, расходящихся в направлении движения. Углубления на стенках трещины (ушибы) производят выступы твердых пород или минералов на противоположной стенке. Если углубление имеет форму треугольника, его вершина направлена в сторону движения. При дугообразной форме углубления по движению направлена выпуклая сторона.

Волочение возникает при движении твердой поверхности одной из стенок по мягким породам другой. Мягкие породы размазываются по поверхности стенки, образуют слой грязи, предупреждающий образование значительных ушибов. Тонкослоистые и сланцеватые породы часто изгибаются в направлении движения и образуют несимметричные и опрокинутые складки с крутым крылом, обращенным в сторону движения. Такие складки называются складками волочения.

Для выяснения направления движения большое значение имеет «тектоническая глинка» — продукт измельчения пород при трении их друг о друга. Слои глинистой массы, выполняющей трещины, обычно загнуты в сторону движения  и служат  хорошим ориентиром, особенно когда трещина

пересекает массивные породы (например, магматические) и другие указано на направление движения отсутствуют. Исследование состава и характера тектонических глинок под микроскопом помогает решить вопрос о том, истерта ли только боковая порода или движение по трещине происходило после минерализации или во время нее.

Надвиг в юрских отложениях Южной Якутии.

Если лежачее крыло перемещается под висячее, разрыв называется поддвигом. Выше указывались недостатки геометрической классификации, однако общепризнанной генетической классификации надвигов нет. Обычно выделяют два типа надвигов:

1) связанные со складчатостью

2) образованные независимо от проявления складчатости. Однако происхождение надвигов второго типа разными геологами понимается по-разному. Надвиги, связанные со складчатостью, делят на две группы: складко-надвиги, тесно связанные с отдельными складками, и секущие надвиги, хотя и рассекающие складчатую толщу, но не имеющие никакой связи с отдельными складками (81, д).

Складко – надвиги развиваются на основе рассмотренных выше складок-взбросов на подвернутых растянутых крыльях асимметричных или опрокинутых складок (182). Растягивание, разрыв и смещение крыльев складок-надвигов совпадают с трещинами динамического кливажа, и надвиговые поверхности обычно параллельны осевым поверхностям этих складок. Если складко-надвиги образуются в нескольких рядом расположенных складках одного пучка, возникает «чешуйчатая структура» (183). Чешуйчатые надвиги часто встречаются на участках напряженной изоклинальной складчатости или там, где трещина надвига срезает главную складку и осложняющие ее складки второго порядка. На пологих крыльях нормальных складок надвиги появляются очень редко и обращены в этих случаях в сторону антиклинальных сводов, а не к смежным синклиналям. Секущие надвиги всегда положе осевых поверхностей складок и развиваются по трещинам скалывания, наклон которых сильно отличается от наклона складок. По секущим надвигам перемещаются целые складчатые толщи, обычно в сторону регионального наклона складок (181, г).

Трещины надвигов обычно волнистые и на концах сменяются пластической деформацией (растяжением слоев без разрыва). Волнистость связана либо с разнородностью рассеченных надвигом пород (например, в мягких породах трещина положе, чем в твердых), либо с деформацией, которая может происходить во время образования надвита и после него.

В. В. Белоусов по морфологическим признакам среди надвигов, связанных со складчатостью, выделяет прямые, ныряющие и обратные. У прямых надвигов висячее крыло перемещено вверх (по восстанию сместителя), у ныряющих — вниз (по падению сместителя); обратными называют участки надвигов с запрокинутым положением поверхности надвигания. Так как трещины надвигов обычно изогнуты и волнисты, перечисленные морфологические разновидности могут относиться к отрезкам одного крупного надвига (181, б). По отношению к простиранию и падению складок надвиги могут быть, как и другие разрывы, продольными, косыми и поперечными, согласными и несогласными.

181. Типы надвигов. а – пластовые, б – ныряющий (1) и запрокинутый, (2) участки надвига, б – послеэрозионный надвиг в Окрибе, Грузия, г – секущиеся надвиг в Аппалачах, д – послеэрозионный надвиг в Провансе, Франция, 1- предполагаемый первоначальный вид складки, 2 – современное строение.

183. Чешуйчатый надвиг. Разрез через Блю - Ридж (по Ч. Ваттсу).

К особой группе крупных надвигов относят тектонические покровы, шарьяжи (от франц. charrier — волочить), выраженные в перекрытии надвинутыми массивами обширных пространств. Амплитуда шарьяжей до нескольких десятков километров. Сместители пологие, горизонтальные и волнистые. Породы, перекрытые шарьяжами, называются автохтонными (залегающими на месте), а надвинутые — аллохтонными (перемещенными). В шарьяжах различают лоб, или фронт (передовую часть аллохтона), тело, или панцирь, покрова и тыловую неперемещенную часть, или корни. Иногда покров уничтожается эрозией и на поверхности остаются лишь небольшие разрозненные его части, которые называют тектоническими останцами (клиппе-нами). Промоины в покрове (при выходе на поверхность автохтона) называются тектоническими окнами.

Различают две разновидности шарьяжей. Первая образована из крупных разорванных лежачих складок и отличается относительно менее значительной амплитудой (до 15—20 км). Покровы второго рода сложены толщами малопластичных пород, перемещенными по хорошо выраженным поверхностям волочения. Их амплитуды гораздо больше (десятки километров), а в автохтоне фронтальной полосы характерно образование чешуи и небольших опрокинутых складок, быстро выполаживающихся по мере удаления от шарьяжа. Очевидно, к этому типу относятся послеэрозионные и пластовые надвиги (181, а, б, г, д).

Происхождение покровов второго рода различно и далеко не всегда ясно. В. В. Белоусов связывает их «с соскальзыванием глыб земной коры по склону горного хребта под действием силы тяжести», т. е. считает крупными оползнями. Действительно, в настоящее время доказано образование некоторых надвигов и шарьяжей Альп, Динарид и других со свободным гравитационным скольжением крупных пачек горных пород по пластичным глинам, мергелям, гипсам, выходящим на склонах этих хребтов. Однако нельзя считать образование всех таких покровов гравитационным, так как часто поверхности скольжения наклонены навстречу движению аллохтона.

Таким образом, некоторые тектонические покровы следует отнести к надвигам второго типа, не связанным со складчатостью. Их генезис дискуссионен, но отсутствие связи с развитием складчатости никем не оспаривается. Кроме шарьяжей ко второму типу относится большое количество обнаруженных в настоящее время менее крупных надвигов. К их числу относятся надвиги палеозойских пород на морены четвертичного оледенения и на плиоценовые отложения Алтая, надвигание палеозойских глыб Тянь-Шаня на четвертичные и плиоценовые отложения, надвиги докембрийских кристаллических сланцев на юрские песчаники и надвиги внутри юрской толщи на Алданском щите (180). Все эти надвиги, независимо от того, произошли они в обновленных палеозойских горах или на древнем щите, где проявление одновременной с надвигами складчатости отсутствует, связаны с дифференциальными движениями блоков земной коры во время тектоно-магматической активизации платформ (см. гл. XX). В древних складчатых областях (Алтай, Тянь-Шань и др.) надвиги второго типа пересекают кладки в различных направлениях, часто по вновь образованным трещинам, а не только по активизированным старым. Иногда образование пологих надвигов и шарьяжей этого типа связывают с трансформацией краевых взбросов, но механизм этого процесса недостаточно ясен.

Поддвиги. По форме поддвиги неотличимы от надвигов, ₍и обнаружить их можно далеко не всегда и только после разносторонних геологических исследований. На рис. 195 (гл. XXI) изображен поддвиг крупного блока дна Тихого океана, ограниченного сдвигами Мендосино, Пионер и Меррей, доказанный по смещению линейных магнитных аномалий и изо­баты 4500 м.

]]> http://www.mygeos.com/2010/07/19/nadvigi-i-poddvigi/feed 0 http://www.mygeos.com/2010/07/19/razdvigi-i-sdvigi http://www.mygeos.com/2010/07/19/razdvigi-i-sdvigi#comments Mon, 19 Jul 2010 11:51:26 +0000 NAGor4ik http://www.mygeos.com/?p=2277 Раздвиги. В.В. Белоусов назвал трещины с перемещением крыльев перпендикулярно к поверхности отрыва раздвигами. При раздвигах увеличивается зияние между крыльями разрыва. Амплитуда раздвигов измеряется перпендикулярно к поверхности отрыва и может достигать десятков метров, но обычно не превышает нескольких метров. Однако после изучения рифтовых зон срединных океанических хребтов, которые в настоящее время рассматриваются как гигантские расширяющиеся и последовательно сменяющиеся во времени глубочайшие трещины, следует считать, что амплитуды таких сложных раздвигов несоизмеримо больше. Так именно, с позиций разделяемой многими геологами глобальной теории плит, образован, например, Атлантический океан — сложнейший раздвиг, заполненный новообразованной корой океанического типа. (Формирование рифтовых зон и взгляды на образование коры океанического типа подробнее рассмотрены в гл. XXI). Сдвиги и надвиги образуются в обстановке сжатия земной коры преимущественно по трещинам скалывания.Сдвиги. Сдвигами называют разрывы со смещением крыльев в горизонтальном направлении. В зависимости от относительного перемещения крыльев различают правые и левые сдвиги. В правосторонних сдвигах смещение крыльев происходит по часовой стрелке (т. е. противоположное к зрителю крыло перемещается вправо), в левосторонних — против часовой стрелки (179).

179. Косые сдвиги в плане. а - правосторонний, б - левосторонний.

Сдвиги характеризуются крутопадающими поверхностями сместителей (от 90 до 70°) и встречаются как на материках, так и на дне океанов. Размеры и амплитуды сдвигов колеблются в очень широких пределах: от микроскопических до огромных, измеряемых сотнями и тысячами километров. Например, классический правосторонний сдвиг Сан-Андреас на тихоокеанском побережье Северной Америки достигает в длину 3000 км (по Б. Гутенбергу), а его амплитуда оценивается геологами от 400 до 560 км. Еще протяженнее широтные сдвиги в восточной части тихоокеанской впадины, а амплитуды их исключительно велики (амплитуда сдвига Мендосинс 1170 км, сдвига Меррей — 640 км и т. п.).

Крупные сдвиги прямолинейны, сопровождаются оперяющими их трещинами отрыва и скола, надвигами и складками волочения, а перемещения их крыльев происходят неравномерно (скачками) и растягиваются на десятки и сотни миллионов лет. Так, перемещения крыльев сдвига Сан-Андреас начались в юре и продолжаются в настоящее время. Зарегистрированные крупные смещения по нему всегда сопровождались землетрясениями и происходили в 1857 г. (амплитуда 10 м), в 1868 г. (3 м), в 1908 г. (7 м), в 1940 г. (3 м). Во время землетрясения 1908 г., когда был полностью разрушен г. Сан-Франциско, сдвигом были разорваны и смещены дороги, изгороди, строения на протяжении нескольких сотен километров. Направление сдвига всюду было правосторонним, а амплитуда — одинаковой (7 м). Американский геолог А. Лоусон, сравнивая данные геологических съемок, произведенных за десятилетия до землетрясения 1908 г., установил, что в промежутках между землетрясениями также происходили медленные смещения сдвигового типа, но они были упругими и не сопровождались разрывами. Напряжения накапливались постепенно и приводили к крупным перемещениям и катастрофам. По геодезическим измерениям среднее смещение по сдвигу Сан-Андреас составляет 5 см в год.

Размеры грабенов различны. Они развиваются как на небольших куполах и брахиантиклиналях, так и на крупнейших сводовых поднятиях, например на огромном Байкальском своде (Байкальский грабен), на сводовом поднятии, объединившем до палеогена Шварцвальд и Вогезы (Рейнский грабен, разделяющий в настоящее время эти хребты, картиночка 176), и др.

В рельефе крупные грабены часто выражены в виде вытянутых впадин, занятых озерами (Байкал, Мертвое море и др.), реками (Иордан, Рейн). Склоны таких впадин могут быть осложнены ступенчатыми сбросами (177, а), образующими некоторое подобие лестниц, опускающихся к подножиям. Нередко некоторые глыбы при опускании сложных грабенов оказываются относительно приподнятыми, как бы компенсирующими погружение смежных блоков (177, б). Такие комбинации называют компенсационными сбросами, а относительно поднятые глыбы — горстами (от нем. Horst — возвышенность).

175. Сложные горст (а) и грабен (б).

176. Рейнский грабен (по Холмсу). а - разрез, б - схематическая карта, 1 - Гард, 2 - Оденвальд, 3 - Вогорезы, 4 - Шварцвальд, 5 - главные сбросы.

177. Различные типы сбросов. а — ступенчатые; б – компенсационные; в – Y – образный; Х - образный.

Горсты не всегда связаны со сложными грабенами. Они часто образуются самостоятельно в виде воздымающихся блоков горных пород между двумя или несколькими сбросами (в первом случае горсты называют простыми, во втором — сложными, см. рис. 175, а). К сложным горстам относятся Западный Саян, Тянь-Шань и др. В зависимости от наклона сбрасывателей различают клинообразные (суживающиеся вниз) горсты и косые (наклонные), ограниченные сбросами, падающими в одну сторону.

Грандиозная сложнейшая система горстов, грабенов и раздвигов приурочена к сводам срединных океанических хребтов, образуя так называемые рифтовые зоны.

Рифтами (от англ. rift — расщелина) называются узкие замкнутые ущелья-грабены шириной от нескольких километров до нескольких десятков километров, длиной десятки, реже сотни(?) километров и относительной глубиной 1—4 км. Рифты обычно кулисообразно располагаются вдоль свода хребта и обрамляются серией высоко (иногда выше уровня воды) воздымающихся гребней-горстов, разделенных межгорными впадинами-грабенами с размахом рельефа от сотен метров до 2—3 тыс. м. Срединные океанические хребты вместе с рифтовыми зонами составляют единую глобальную структуру, вытянутую на 60 тыс. км и частично распространяющуюся на материки. К ней, например, относят огромную систему сложных грабенов, рассекающую Восточную Африку от р. Замбези через область Больших Африканских озер к Абиссинии и далее через рифт Красного моря и Аденский залив соединяющуюся с рифтом срединного хребта Индийского океана (178).

178. Африканские системы грабенов (рифтов) (по В. В. Белоусову). 1 — сбросы; 2 — условные изогипсы. Грабены (цифры на карте): 1 — Мертвого моря; г — Суэцкий; з — Красного моря; 4 — Аденского залива; 5 — Абиссинский; 6 — Восточно-Африканские (восточная Дуга).

Срединные океанические хребты с их рифтовыми зонами приурочены к областям расширения земной коры, продолжающегося и в настоящее время. С рифтовыми зонами совпадают очаги многочисленных землетрясений, уменьшение плотности верхней мантии, мощные проявления вулканизма и аномально высокий поток тепла из недр. Многие геологи считают, что в рифтовых зонах формируется земная кора океанического типа за счет дифференциации поступающего по разломам мантийного вещества.

С рифтами иногда сравнивают (вряд ли обоснованно) авлакогены — крупные (около 1000 км длиной и 100—200 км шириной) линейно вытянутые грабены, образованные вдоль разломов кристаллического фундамента платформ и ограниченные с боков системами сбросов.

Формирование авлакогенов завершается прогибанием их крыльев и образованием крупнейших прогибов платформ—синеклиз, заполняющихся мощными толщами осадочных  пород, перекрывающих авлакогены, т. е. авлакогены — погребенные структуры, не выходящие на поверхность Земли.

1) по величине и направлению относительного перемещения крыльев, а также по углу падения плоскости разрыва, т. е. по геометрическим  (морфологическим) признакам.

2) по генетическим признакам, т. е. в зависимости от характера механического воздействия, в результате которого произошел разрыв, и от связи разрыва с теми или другими геологическими процессами (колебательными движениями земной коры, складчатостью, магматизмом и др.). Как по морфологическим, так и по генетическим признакам среди параклазов выделяют сбросы, взбросы, раздвиги, сдвиги и надвиги, вкладывая, однако, в эти термины различное содержание. Сразу же отметим, что установить связь разрывного нарушения с определенными геологическими процессами и выяснить его геологическую природу возможно не всегда, и часто при геологических исследованиях приходится пользоваться геометрической классификацией. Трещины параклазов называют сместителями (для сбросов также сбрасывателями), так как по ним происходит относительное перемещение крыльев. Величина относительного перемещения крыльев определяет размах, или амплитуду, разрыва.

Сбросы. По геометрической классификации сбросами называют такие параклазы, у которых смещение крыльев происходит в направлении падения сместителя. Они могут быть вертикальными и наклонными, но не положе 45° (картиночка 170).

170. Сбросы. а — вертикальный; б — нормальный; в — взброс; г, д, е — различный наклон слоев на крыльях сбросов. I—II — положение вразрезах плоскостей сбрасывателей

Если сбросовая трещина наклонена в сторону опущенного крыла, сброс называют нормальным или прямым. Если сбрасыватель падает в направлении поднятого крыла, сброс называют обращенным или взбросом (169, б). Если сместитель падает под углом менее 45°, взброс называют надвигом.

Однако, как упоминалось, трещины часто изгибаются и по простиранию и по падению, т. е. один и тот же разрыв, если следовать геометрической классификации, на одних участках надо называть сбросом, а на других — взбросом или надвигом. Точно так же в осевых или шарнирных сбросах крылья перемещаются вокруг оси, перпендикулярной к сместителю, т. е.часть одного и того же крыла на одном конце сбросовой линии  испытывает относительное поднятие, а на другом — опускание. Здесь, следовательно, разные участки одного разрыва по геометрической классификации приходится называть по-разному. (Сбросовой линией называется выход сбрасывателя на поверхность Земли.)

Во избежание этого В. В. Белоусов предложил называть сбросами параклазы, связанные с опусканиями участков земной коры, взбросами — с поднятиями, а надвигами — с горизонтальными перемещениями. Прямыми взбросами В. В. Белоусов назвал параклазы, у которых поднято висячее крыло. Параклазы с поднятым лежачим крылом (морфологически тождественные прямому сбросу) он назвал обратными взбросами. Поскольку движения крыльев параклазов относительны, отличить сброс от взброса (особенно при вертикальном сместителе) не всегда возможно. Поэтому, если общий характер движений земной коры, приведший к разрыву, не выяснен, следует пользоваться геометрической классификацией, в которой сбросы, взбросы и надвиги не перекрываются: сбросы всегда прямые, взбросы и надвиги всегда обратные — одни круче, другие положе 45°.

Часто (но далеко не всегда) сбросы бывают выражены в рельефе в виде уступов, которые называют лбами или фасами сбросов. Если этого нет, сбросы можно обнаружить только после тщательного изучения района по изменениям, которые они вносят в геологические структуры. Эти изменения определяются не только амплитудой сброса и наклоном сбрасывателя, но также и положением сбросовой трещины по отношению к рассекаемым ею геологическим структурам.

По отношению к простиранию складок обычно выделяют продольные, косые (диагональные) и поперечные сбросы. Первые вытянуты вдоль складок, вторые пересекают складки под острым углом, третьи — под прямым. По отношению к падению слоев сбросы могут быть согласными, когда сбрасыватель падает в ту же сторону, что и слои, и несогласными, когда сбросовые трещины падают в направлении, противоположном падению слоев. При срезе сбросов горизонтальной плоскостью размыва нарушения геологической структуры на поверхности Земли будут различны в зависимости от характера этой структуры и от положения сбрасывателя. Если сброс рассекает горизонтально лежащие слои, то по линии сброса соприкасаются разновозрастные породы: более древние на приподнятом крыле, более молодые — на опущенном.

При пересечении вертикальным сбросом наклонно падающих слоев на поверхности горизонтального эрозионного среза могут иметь место следующие усложнения первоначальной структуры.

171. Пересечение сбросами наклонно падающих слоев (плюс — поднятые, минус — опущенные крылья сбросов). a — поднятое крыло сброса расположено по падению слоев (выход слоев на поверхность повторяется); б — опущенное крыло расположено по пядению слоев (спои 4, 5, 6, 7 выпадают из разреза).

1. Когда рассеченные продольным сбросом слои падают в одну сторону, возможны две комбинации: а) если поднятое крыло расположено в направлении падения слоев, то выход одного или нескольких слоев на поверхности повторяется (171, а); б) если опущенное крыло сброса расположено в направлении падения слоев, то на поверхности выходы одного или нескольких слоев (в зависимости от их мощности и амплитуды сброса) будут отсутствовать (171, б).
2. Когда слои, падающие в одну сторону, рассечены поперечным или косым сбросом, также могут иметь место два случая, показанные на картинке171.

Приведенные комбинации легко понять и запомнить, руководствуясь общим правилом, сформулированным М. М. Тетяевым: «Видимое руководствуясь «Видимое перемещение слоя на поверхности в направлении падения определяет приподнятое крыло сброса». Руководствуясь этим правилом, легко подойти к расшифровке комбинаций поверхностных выходов различных складок при пересечении их вертикальными поперечными сбросами, показанными на рисунке 172.

172. Выход на поверхность пересеченных сбросами складок (плюс - поднятые, минус - опущенные крылья). а - г - складки с горизонтальным шарниром, д - к - с наклонным шарниром, а,в, д, е, ж - синклинали, б, г, з, и, к,- антиклинали.

По простиранию размеры сбросов колеблются в очень широких пределах — от сотен километров и более (большие сбросы) до нескольких километров (короткие сбросы) и, наконец, до таких, которые можно обнаружить только под микроскопом.

Амплитуда сброса определяется различно, как показано на картиночке 173:

173. Различные амплитуды сброса в вертикальном разрезе. АВ - наклонная, БВ - вертикальная, ГВ - стратегическая, АБ - горизонтальная (зияние сброса), угол падения и угол сбрасывателя.

1) по вертикали (вертикальная амплитуда, высота);

2) в плоскости сбрасывателя, как кратчайшее расстояние между смещенными частями одного слоя (наклонная амплитуда);

3) как наиболее короткое расстояние между разобщенными поверхностями одного слоя (стратиграфическая амплитуда). Кроме амплитуды определяют горизонтальное перемещение (зияние) сброса.

Определение вертикальной амплитуды сброса в горизонтально залегающих породах производится по мощности пластов, выпавших из разреза при срезе между соприкасающимися по сбрасывателю слоями. Если сброс пересекает наклонные слои, его вертикальная амплитуда определяется по формуле h — I tg а, где h — вертикальная амплитуда сброса, I — кратчайшее расстояние между смещенными слоями и а — угол падения слоев. Амплитуду сброса можно также определить графически, построив разрез в крест простирания пород (173).

Отметим, однако, что определение амплитуды более сложных разрывных нарушений (сложных сбросов, сдвигов, надвигов) производится по совокупности многих признаков при геологической съемке, а не по одному обнажению, и всегда представляет трудную задачу, решение которой выходит за рамки данного курса.

В природе чистые сбросы встречаются редко. Обычно движение крыльев происходит по некоторому косому направлению, как показано на картиночке 174.

174. Схемы разрывных смещений. а - сбросо - сдвиг, б - сдвиго - взброс.

При таком перемещении точки а и b, которые ранее были смежными, разошлись на расстояние ab. Это расстояние называют истинной (полной) амплитудой смещения. Направление смещения можно выразить в азимуте простирания трещины разрыва и угле ее падения, а также в угле ее склонения bac, образуемом линией перемещения с линией простирания сместителя. Параклазы, у которых смещение крыльев происходит как по вертикали, так и в горизонтальном направлении, называются сбросо – сдвигами и взбросо – сдвигами (178).

178. Африканские системы грабенов (рифтов) (по В. В. Белоусову). 1 — сбросы; 2 — условные изогипсы. Грабены (цифры на карте): 1 — Мертвого моря; г — Суэцкий; з — Красного моря; 4 — Аденского залива; 5 — Абиссинский; 6 — Восточно-Африканские (восточная Дуга).

Сбросы и взбросы могут быть связаны с растяжением земной коры и со сдвигом (в механическом смысле) и образованы как по трещинам отрыва, так и скалывания. Сбросы растяжения часто возникают на сводах тектонических поднятий и встречаются группами в различных сочетаниях (располагаются параллельными углами).