/
Text
НЕДРА 19 6 9 Все о геологии http://geo.web.ru/
ТЕКТОНИКА ИЗДАТЕЛЬСТВО «НЕДРА» МОСКВА 196 9
УДК 551.24 Тектоника. Ю. А. Косыгин. Изд-во «Недра», 1969 г., стр. 616. Монография посвящена современ- ным представлениям тектоники (гео- тектоники) — науки о строении и раз- витии Земли; основное внимание уде- ляется геологической структуре осадоч- ной оболочки. Описываются дизъюнктив- ные, пликативные и впервые выделяемые инъективные дислокации, а также гео- логические формации и основные струк- турные элементы осадочной оболочки (геосинклиналъные и платформенные области). Рассматриваются предста- вления о направлении развития в пре- делах континентальной и океанической осадочной оболочки Земли. В заключении книги излагаются вопросы динамической тектоники. Монография рассчитана на широ- кий круг геологов, занимающихся текто- никой, региональной геологией, геологи- ческой съемкой и поисками полезных ископаемых, а также на аспирантов и студентов старших курсов геологиче- ской и геофизической специальности. Таблиц 12, иллюстраций 98, библиогра- фия—1104 названия. Косыгин Юрий Александрович ТЕКТОНИКА Редактор А. Л. Яншин Редактор издательства Т. А. Горохова Техн, редактор В. В. Соколова Художественный редактор В. В. Евдокимов Оформление художников Ю. В. Сотникова и А. А. Головкиной Корректор М. В. Дроздова Сдано в набор б7п-1969 г. Подписано в печать 28/VIII 1969 г. Т-12826. Формат 70 х 100‘/1(. Печ. л. 38,5. Уел. печ. л. 50,0. Уч.-изд. л. 48.8. Бумага М 1. Индекс!—4—1. Заказ 206/2678—1. Тираж 4800 экз. Цена 5 р. 42 к. Издательство «Недра». Москва, К-12, Третьяковский проезд, д. 1/19. Ленинградская типография JM4 14 «Красный Печатник» лавполиграфпрома Кэмитета по печати при Совете Министров СССР. Московский проспект. 91. 2-9-2 347—69
ПРЕДИСЛОВИЕ Со времени появления первой в СССР обобщающей работы по тектонике (Тетяев «Основы геотектоники», 1935) прошло более тридцати лет и изучение Земли продвинулось далеко вперед. Геологическими съемками закрыты все «белые пятна» на территории нашей, страны, существенно возросла геологическая изученность таких ранее плохо исследованных континентов, как Африка, Азия, Южная Америка и Австралия, начаты и значительно продвинулись геологические исследования океанических площадей и Антарктиды. Получены обильные геофизиче- ские данные о глубинном строении Земли, позволившие выделить различные типы строения земной коры и установить неоднородность мантии. На основе разнооб- разных геофизических данных, измерений современных и новейших движений земной поверхности и данных экспериментальной петрографии, минералогии и тектоники обоснованы представления о причинах тектонических движений.. В течение истек- ших тридцати с лишним лет проведены важные теоретические обобщения в области тектоники. К их числу принадлежат прежде всего крупнейшие синтезы по геологи- ческой структуре осадочной оболочки Земли, выразившиеся в составлении тектониче- ских карт огромных территорий (СССР, Европа, Евразия, Северная Америка, Африка и др.). Выдающаяся роль в развитии современных тектонических предста- влений принадлежит И. С. Шатскому и Г. Штилле, в многочисленных и разно- сторонних работах которых заложено большое количество плодотворных идей по строению и развитию Земли. Важную роль в систематизации тектонических знаний сыграли известные обобщающие работы В. В. Белоусова (1948, 1954, 1962), В. Е. Хайна (1954, 1964), Г. Д. Ажгирея (1956, 1966), и Н. И. Николаева (1949). Особо подчеркнем значение для тектонических исследований работ Н. П. Хераскова и коллективного труда сотрудников Геологического института АН СССР («Методы исследований тектонических структур», 1951, 1952). На протяжении этих трид~ цати с лишним лет автору в процессе его практической и научно-педагогической деятельности постоянно приходилось заниматься вопросами тектоники — науки сложной, и интересной, синтезирующей результаты разнообразных геологических и геофизических исследований и создающей общую структурную и историко-генети- ческую основу для различных специализированных геологических дисциплин. В процессе чтения лекционных курсов по тектонике, а также при постановке и проведении тектонических исследований автору, естественно, приходилось задумываться над методологическими основами тектоники и логическими связями 5
отдельных ее частей, ибо, «чтобы действительно знать предмет, надо охватить, изучить все его стороны, все связи и «опосредствования» *. Результаты этих раз- мышлений автор попытался отразить в построении и содержании настоящей моно- графии. В начале ее приведены некоторые соображения относительно геологического научного языка (терминологии) и уточнены основные понятия, используемые в даль- нейшем изложении. Далее рассматривается слоистая структура — исходная геологическая структура, обязанная эффективному воздействию гравитационного поля Земли на геологические процессы. Рассматриваются дислокации этой струк- туры с выделением нового типа «инъективных» дислокаций, связанных с перемеще- нием вещества одного слоя в пространство другого слоя. Уделяется внимание соотно- шению двух в общем соразмерных геологических тел — осадочной оболочки, характери- зующейся комплексом петрографических признаков, и земной коры, характеризу- ющейся по сейсмологическим данным. Следующие главы посвящены структурным эле- ментам осадочной оболочки и принципам ее тектонического районирования, основан- ным на выделении геологических формаций, их рядов и парагенезов. Именно такое райо- нирование наиболее целесообразно длявыяснения закономерностей размещения полезных ископаемых и организации их поисков. Рассматриваются вопросы строения и разви- тия геосинклиналъных областей, платформ и высказываются соображения о напра- влении развития структуры осадочной оболочки с учетом океанических площадей. В заключении книги излагаются вопросы динамической тектоники, связанные с сов- ременными движениями земной коры и реконструкцией тектонических движений геологического прошлого, а также рассматриваются гипотезы о возможных причинах тектонических движений. В процессе написания книги автор пользовался советами многих своих това- рищей. геологов и геофизиков, которым выражает глубокую признательность. Автор особенно признателен А. К. Башарину, Н. А. Берзину, К. В. Боголепову, Ч. Б. Борукаеву, О. А. Вотаху, Ю. А. Кузнецову, И. В. Лучицкому, В. А. Маг- ницкому, Л. М. Парфенову, Б. С. Соколову, В. А. Соловьеву, А . А. Трофимуку и А. Л. Яншину за ценные замечания, сделанные ими при прочтении отдель- ных глав или всей рукописи в целом. Автор хочет, кроме того, отметить ту неоценимую помощь при подготовке рукописи к печати, которую ему оказали Н. П. Башарина, А. М. Боровиков, Г. Я. Дианова, В. Д. Ермаков, М. Б. Ли- монова, М. А. Чикова и О. П. Шлыкова. * В. И. Лепин. Поли. собр. соч., т. 42, стр. 290
ГЛАВА I ПРЕДМЕТ ТЕКТОНИКИ. ВОПРОСЫ ТЕРМИНОЛОГИИ ОПРЕДЕЛЕНИЕ ТЕКТОНИКИ Тектоника, или геотектоника (гео — земля, тектоникос — относя- щийся к строению; греч.), обычно определяется как наука о строении и развитии Земли. Предметом ее исследования является Земля, взятая как в статическом современном нам состоянии, так и в виде развива- ющейся системы, причем в тектонических построениях проявляется стремление увязать развитие Земли с ее происхождением. Определения тектоники (геотектоники), которые можно найти в основных руководствах по этой дисциплине, по-разному отражают ее предмет и задачи и часто являются противоречивыми. Поэтому пред- ставляется важным, прежде чем приступать к изложению содержания этой науки, привести краткий критический обзор ее существующих определений. М. М. Тетя ев (1941) под геотектоникой понимал «науку о строении Земли и законах ее развития». Это определение является достаточно широким и вполне охватывает содержание тектоники. Данное опре- деление было поддержано и развито В. В. Белоусовым, который писал: «Довольно широко распространено мнение, что в область геотектоники входит рассмотрение вопросов, относящихся к строению лишь земной коры, тогда как структура более глубоких частей Земли относится к ведению другой науки — геофизики. Как правильно указывает М. М. Тетяев, эта точка зрения является заблуждением. Мы должны рассматривать Землю как единый, цельный «механизм». Формирова- ние структуры земной коры, несомненно, теснейшим образом связано с процессами, протекающими на больших глубинах, и, изолируя по- следние для особого изучения, мы лишаем себя возможности полностью понять то, что наблюдается в земной коре, так как нельзя хорошо по- нять часть, не Изучив целого» (1948, стр. 8). Справедливость этих высказываний очевидна; действительно, в тек- тонических построениях используются самые разнообразные данные (петрографические, сейсмологические, вулканологические и т. д.) и включаются области, охватывающие разные глубины Земли. Иллю- страцией этому служат, например, построения, касающиеся глубинных разломов Тихоокеанского пояса (Заварицкий, 1946; Шатский, 1946 и многие другие). 7
Впоследствии В. В. Белоусов предметом исследования геотектоники стал считать «особенности строения и развития земной коры, которые определяются происходящими в ней механическими процессами, вызванными глубинными силами» (1954, стр. 7). В этом определении на сферу действия тектоники (геотектоники) накладываются сразу два ограничения. Первое ограничивает сферу применения тектоники зем- ной корой, второе — теми особенностями развития, которые генети- чески связаны с глубинными силами. Такие ограничения не могут быть приняты по следующим соображениям. Любое выборочное изучение структурных элементов и их отноше- ний препятствует выяснению самых общих отношений и связей между элементами, определяющими строение и развитие Земли в целом. Это особенно важно подчеркнуть, так как земная кора, не всегда отделима от мантии Земли. Отличается земная кора от мантии только по скоростям прохождения упругих волн и тем предполагаемым и недостоверным петрографическим свойствам, которые должны обусловливать это отли- чие. Вместе с тем земная кора теснейшим образом связана с мантией общностью тектонических процессов, например зонами глубинных раз- ломов, поясами глубокофокусных землетрясений и магматическими явлениями, в связи с чем земная кора и верхняя мантия часто спра- ведливо объединяются под названием тектоносферы. Ограничение объема задач тектоники земной коры содержится также в определениях В. Е. Хайна (1964) и Ю. А. Косыгина (1958), оговаривающих, однако, что геотектоника изучает структуру зем- ной коры, ее движение и развитие в связи с развитием Земли в целом. Второе ограничение определения тектоники, сделанного В. В. Бело- усовым, связано с его представлениями об исключительной роли про- цессов саморазвития вещества в глубинах Земли. Из этих представле- ний следовал его вывод о примате в тектонике вертикальных движе- ний. Все случаи горизонтальных движений рассматривались им лишь как результат того или иного преобразования движений вертикаль- ных. Между тем, как теперь установлено даже точными геодезическими наблюдениями и исследованиями напряжений в очагах землетрясений, в земной коре широко развиты различные горизонтальные движения, которые в какой-то мере являются результатом ротационных сил и внеш- них космических влияний. Очевидно, что эти тектонические движения совершенно не соответствуют определению В. В. Белоусова. Заметим далее, что определения генезиса структуры могут быть субъективны, в частности могут зависеть от степени изученности, и мо- жет выясниться, что тот объект, который ранее считался, например, седиментационным, окажется порожденным движениями глубинного происхождения, и наоборот. Например, на начальных этапах изуче- ния соляные купола некоторыми исследователями считались эрозион- ными формами; складки Русской платформы на ранней стадии изуче- ния отдельными геологами неправильно относились к складкам облека- ния и т. д. Если принять «эндогенный» подход (определение тек- тоники В. В. Белоусовым), то следовало бы соляные купола и многие платформенные складки исключить из сферы исследования тектоники. Но если бы это строго соблюдалось, то ведущая роль тектонических 8
движений в формировании этих структурных форм осталась бы нерас- крытой. Наконец, с точки зрения «эндогенного подхода» следовало бы исключить из сферы исследования тектоники рифовые массивы, зани- мающие столь видное место в тектоническом строении Предуральского краевого прогиба, или эрозионные выступы гнейсового докембрийского основания, существенно отражающиеся на формировании тектоники чехлов древних платформ. Следует отметить, что рифовые массивы и эрозионные выступы, формирование и основная моделировка кото- рых не определялись тектоническими движениями, участвовали, однако, в общем тектоническом процессе; размещение этих тел могло определяться тектоническими факторами, положением зон поднятий и т. д.; эрозионные останцы, принадлежащие к приподнятым блокам, могли участвовать вместе с ними в последующих движениях и влиять на формирование структуры вышележащего комплекса осадков; высота рифовых массивов оказывалась в прямой зависимости от размера про- гибания области, в которой они располагались, и т. д. С «эндогенной» точкой зрения хорошо согласуются иногда еще встречающиеся в геоло- гических отчетах утверждения, касающиеся районов со спокойным залеганием слоев, что «здесь тектоники нет» или «тектоники не обнару- жено». На самом деле, конечно, тектоника есть везде, поскольку речь идет об осадочной оболочке Земли. Тектоническое строение или струк- тура выражается в формах залегания горных пород; в частности, оно может выражаться почти горизонтальным залеганием слоев. Задача тектонических исследований заключается прежде всего в том, чтобы изучить тектоническую структуру, а затем уже делать выводы о ее происхождении, об участии тектонических движений в ее формирова- нии и о генезисе самих этих тектонических движений. По приведенным соображениям следует считать более правильным определение тектоники, сформулированное в свое время М. М. Тетяевым. РАЗВИТИЕ ЗНАНИЙ В ОБЛАСТИ ТЕКТОНИКИ Материалы по истории развития знаний в области тектоники в доломоносовский период в России, а также в XVIII—XIX вв. на Западе сосредоточены в ряде руководств по общей геологии и текто- нике, в частности у В. В. Белоусова (1948, 1954), где эти вопросы изло- жены достаточно полно и потому не нуждаются в повторении. В этих сводках можно прочитать, что указания на движения земной коры и вызываемые ими перемещения береговых линий есть у философов и ученых глубокой древности (Геродота, Страбона, Аристотеля). Лео- нардо да Винчи (XVI в.), руководя проведением каналов в Италии, посредством геологических наблюдений впервые установил слоистое залегание горных пород. Н. Стено (1669) указал, что слои прослежи- ваются на большие расстояния и после своего образования распола- гаются горизонтально. Р. Гуком и Л. Моро были высказаны соображе- ния о причинах движений земной коры, к которым были отнесены землетрясения, подземные взрывы и обрушения. Все эти высказыва- ния носили разрозненный и неполный характер; они касались лишь отдельных элементов будущей тектоники. 9
Ниже остановимся лишь на некоторых вопросах развития текто- ники в России. В создании теоретических основ тектонических исследований в геологии, а затем формировании тектоники как отрасли геологиче- ских знаний выдающаяся роль принадлежит русским и советским геологам. Основы структурной геологии были впервые изложены М. В. Ломо- носовым в его общегеологическом труде «О слоях земных» (1757— 1759), охарактеризованном В. И. Вернадским (1911) как «первый бле- стящий очерк геологической науки». Указанием. В. Ломоносова на то, что изучение поверхности земли дает ключ к познанию ее недр, нашло в последующем отражение и в геоморфологических способах истолко- вания геологической структуры и во многих других чисто геологиче- ских способах восстановления глубоких тектонических форм по наблю- дениям на поверхности. М. В. Ломоносовым была установлена законо- мерная связь между залеганием слоев на поверхности и залеганием их на глубине. Слои «любопытным испытанием исследованы по верхним краям, кои поднялись к земной поверхности и согласуются порядком с внутренними слоями» (1949, стр. 37). Так, для определения того, что мы сейчас называем моноклиналью, понадобилось установление закономерных связей в залегании слоев. Большинство современников М. В. Ломоносова наклоны слоев считали результатом проявления случайных причин. Впервые складки были описаны в Западной Европе только в первой половине XIX столетия. Наклонное положение слоев, по М. В. Ломоносову, не первично, а является результатом тектонических движений. «Наклонное положе- ние камней оных к горизонту показывает, что оные слои сворочены с прежнего своего положения, которое по механическим и гидростати- ческим правилам должно быть горизонтально: ибо неоспоримо, что камни были сперва жидкая материя, которая облилась прежде около других твердых тел, и со временем затвердев, оные в себя заключила. А жидких материй свойство требует, чтобы устаивались поверхностью горизонтально» (1949, стр. 56). Первое представление об антиклинальной структуре содержится в указаниях М. В. Ломоносова на то, что слои «должны повы- шением к горам понижением от них наклоняться во все стороны» (стр. 65). В области геотектоники представления М В. Ломоносова отлича- лись необычайной для его времени широтой; он рассматривал явления природы в их взаимной связи и развитии и стремился к отысканию закономерностей; он впервые предложил применять в истолковании тектонических явлений принципы точных наук — математики и физики. Среди факторов, изменяющих облик Земли, М. В. Ломоносов выделяет две группы: внешние и внутренние. «Внутренние действия» в представлении М. В. Ломоносова охва- тывают широкую гамму движений земной коры вплоть до «нечувстви- тельных и долговременных земной поверхности понижений и повыше- ний». «Потопления» (трансгрессии) связаны с обоими факторами (выра- жаясь языком современной геологии — эвстатическими колебаниями и тектоническими движениями). 10
М. В. Ломоносов совершенно правильно считал, что поднятия высо- ких гор и образования глубоких океанических впадин не могут быть связаны с действием экзогенных сил. «Чем возвышены великие хребты Кавказские, Таврийскпе, Кордильерские, Пиренейские?... Чем вырыты ужасной и недосягаемой глубины пучины морские? Конечно, не до- ждями и не бурями, кои во глубину весьма мало действуют; конечно, не вливающихся рек быстриною, коя исчезает при самых устьях. Есть в сердце земном иное неизмеримое могущество...» (1949, стр. 49). Он впервые поставил вопрос о глубине очагов землетрясений и, следова- тельно, о глубине очагов тектонических движений. Весьма интересны его основывающиеся на «сравнении перпендикулярной высоты главных и меньших гор с их горизонтальной обширностью» (1949, стр. 62— 63) определения толщины земной коры (подземных сводов) в 70 верст, что близко к позднейшим геофизическим и геологическим данным. В отношении оценки тектонических факторов, эндогенных и экзо- генных, ведущей роли внутренних сил, а также в представлениях о колебаниях земной коры М. В. Ломоносов на 30 лет опередил автора опубликованной в 1788 г. «Теории Земли» Г. Хеттона. Изучение поздней- ших геологических работ показывает, что идеи Ломоносова развивались в течение последующих десятилетий. В этой связи следует упо- мянуть труды академических экспедиций второй половины XVIII в. и, в частности, высказывания академика П. С. Палласа, который, так же как Ломоносов, связывал образование гор с действием подземного огня. Представления о горообразовании он значительно уточнил и кон- кретизировал. Те же в основном теоретические взгляды развивал и крупнейший русский минералог того времени В. М. Севергин. В начале XIX в. в России распространился нептунизм — учение немецкого геолога В. Вернера, признававшего решающее геологическое значение поверхностных факторов (главным образом моря и различных водных потоков) как для образования осадков, так и для образования тектонических структур; вулканизм нептунисты считали второстепен- ным и местным явлением. Характеризуя значение учения Вернера, Ч. Ляйель (1866, стр. 52—53) писал: «Чрезмерное влияние, оказанное им на мнения современников, повредило впоследствии успехам науки. Вред был так велик, что значительно перевесил пользу, доставленную его трудами» Вернер «никогда не путешествовал по отдаленным стра- нам; он обследовал только малую часть Германии, и сам думал и дру- гих убеждал думать, что вся поверхность нашей планеты и все горные цепи в мире построены по образцу его собственной области». При- веденное высказывание не имеет прямого отношения к нептунизму как научному направлению, но оно характеризует ошибочный метод, нашедший, к сожалению, очень широкое распространение в геологии последующего столетия. Результаты этого метода выразились в некри- тическом перенесении западноевропейских стратиграфических схем на все районы земного шара, в признании всемирности орогенических фаз, в создании на основе единичных примеров общих схем цикличе- ского строения и развития геосинклиналей и т. д. Практические работы русских геологов по поискам и разведке полезных ископаемых в первой половине XIX в. показывали несостоя- тельность нептунизма, который мало-помалу терял популярность. 11
Этому весьма способствовали работы ученика Вернера Леопольда фон Б уха, который, установив медленные поднятия Скандинавии и изу- чив деятельность некоторых современных вулканов, порвал с нептуниз- мом и выработал систему противоположных крайних взглядов, извест- ную как гипотеза кратеров поднятий. В конце первой половины XIX в. материал по общей и региональ- ной тектонике России накопился в таком объеме, что возникла необ- ходимость для крупных геологических обобщений. Таковыми явились работы Д. И. Соколова (1839, 1842 гг.) и Э. Эйхвальда (1846 г.), опу- бликованные вслед за «Основами геологии» Ч. Ляйеля (1830—1833); в этих работах были уже подробно освещены представления о веко- вых движениях земной поверхности. В них мы находим изложение основ структурной геологии с описанием тектонических форм, в кото- рых антиклинали фигурируют под названием «седловин», а синкли- нали — «желобил», с описанием трещиноватости, на закономерный характер которой исследователи Европейской России издавна обра- щали внимание, с развитием представления о складкообразовании вследствие бокового сжатия. Особое внимание в этих работах уделено вековым движениям земной коры — ее колебаниям, определению воз- раста тектонических дислокаций. Работы Д. И. Соколова и Э. Эйх- вальда свидетельствуют о том, что к этому времени идеи нептунизма в основном были изжиты: формирование складчатости связывается в них с глубинными силами. В вопросах темпа и периодичности складко- образования Э. Эйхвальд, следуя Эли де Бомону, становится на путь катастрофизма. Он считает, что в связи с быстрым образованием гор происходят мгновенные наводнения планетарного масштаба с гибелью существовавших ранее фаун. Д. И. Соколов стоял на более прогрессив- ных позициях: он, указывая на постепенность смены морских образо- ваний пресноводными и перехода одних в другие, доказывал несостоя- тельность идеи наводнений типа всемирных потопов. Помимо значительного прогресса в вопросах общей тектоники, к концу первой половины XIX в. относятся самые первые достижения в области региональной тектоники. К этому времени были намечены некоторые крупные структурные элементы, такие, как Московская котловина, Донецкий прогиб, Воронежское поднятие, описаны отдель- ные купола: Большое Богдо, Чапчачи и т. д., составлены первые геоло- гические карты Европейской России. В 60—70-х годах появляются важные по своим тектоническим вы- водам работы Н. А. Головкинского (1868—1869 гг.) и Г. Щуровского (1878 г.), касающиеся основных закономерностей строения осадочной толщи и колебаний земной коры. Накопление фактического геологического материала в связи с раз- ведками каменного угля, соли и других полезных ископаемых, а также в связи с железнодорожным строительством создало предпосылки для появления крупных обобщающих работ А. П. Карпинского, в которых трактуются вопросы региональной тектоники и геологического разви- тия территории Европейской России. Если М. В. Ломоносовым были заложены некоторые основные начала структурной геологии и геотектоники, то А. П. Карпинским, в распоряжении которого оказался огромный материал горных работ 12
и геологических изысканий, был впервые применен метод тектониче- ского анализа (т. е. анализа историко-геологических изменений струк- туры осадочной оболочки), который в дальнейшем был развит совет- скими геологами. Выдающееся теоретическое и практическое значение имела книга А. П. Карпинского «Замечания о характере дислокаций пород в южной половине Европейской России» (1883 г.). В этой работе Кар- пинский описывает по отрывочным геологическим данным зачаточный кряж, протягивающийся от Польши через район Канева на Днепре и Донецкий бассейн к Мангышлаку; кряж этот в мировой геологиче- ской литературе получил название «линии Карпинского». Вопрос о за- чаточном кряже Карпинского до сих пор стоит в центре внимания научно-исследовательских работ советских геологов. В особенности изучается поставленный Карпинским вопрос о подземной связи Дон- басса и Мангышлака. Установление Карпинским зачаточного кряжа послужило основой для работ по геологии Большого Донбасса. Наши геологи теперь установили распространение каменноугольных пластов к западу и к востоку от Донбасса под покровом более молодых осадоч- ных образований, что имеет огромное народнохозяйственное значение. А. П. Карпинский при помощи составленных им палеогеографи- ческих карт Русской платформы показал существование двух череду- ющихся во времени систем изгибов: меридиональной, согласующейся с направлением Уральского хребта, и широтной — с направлением Кавказского хребта. Меридиональные понижения располагаются, как правило, на востоке, широтные — на юге. «Таким образом, — указы- вал Карпинский в 1894 г., — только в северо-западном районе тепереш- ней России находится площадь, остающаяся с отдаленнейших геологи- ческих времен почти постоянной сушей, а на юго-востоке является пространство, которое почти во все времена, начиная с верхнедевон- ской эпохи, было, по всей вероятности, постоянно занято морем» (1947, стр. 109). Заключение Карпинского о полноте накопления геологиче- ских отложений на юго-востоке Европейской России сыграло в даль- нейшем огромную практическую роль при поисках на этой территории полезных ископаемых, в особенности нефти. Устанавливая общую историко-геологическую закономерность по- явления крупных изгибов земной поверхности, А. П. Карпинский отме- чал, что мелкие изгибы слоев, купола и антиклинали связаны с круп- ными изгибами, определяемыми по расположению морей. Далее Кар- пинский установил важную закономерность соответствия простираний осей платформенных антиклиналей с направлениями береговых линий древних бассейнов. Обосновать такую закономерность Карпинскому помогла составленная им первая тектоническая схема Европейской части СССР, послужившая основой для последующих, более деталь- ных схем того же типа и’карт, широко применяемых в настоящее время. Огромное практическое значение этой закономерности в полной мере было оценено спустя много лет в связи с поисками нефти в Европей- ской части СССР (антиклинали служили основным руководящим при- знаком в поисках нефти и газа), и знание закономерностей их располо- жения оказалось решающим условием успешности поисков. Здесь уместно сказать, что американские геологи впервые пришли к выводу 13
о существовании закономерностей распространения антиклиналей в равнинных областях на 30 лет позднее А. П. Карпинского; до этого они считали, что расположение складок на равнинах является случайным. Крупнейшим отечественным геологам — А. П. Карпинскому, А. Д. Архангельскому, М. А. Усову — свойственно было выяснять общие тектонические закономерности путем углубленного анализа геологии Русской платформы, Сибири и других областей Советского Союза и не использовать для истолкования геологических явлений готовые схемы, составленные, скажем, для Альп, Западной Европы и т. д. А. П. Карпинский, например, считал, что для обоснования ряда общих тектонических закономерностей определенными преимуществами обладает Европейская Россия, причиной этого является «простота ее геологического строения, вызываемая спокойным ходом геологических событий, не затемненных в большинстве случаев последующими явле- ниями, которые могли бы нарушить первоначальное взаимное отно- шение между геологическими образованиями различной древности» (1947, стр. 30). «Упомянутый спокойный ход геологической истории на значительных площадях нашей страны, — пишет далее А. П. Кар- пинский, — делает изучение ее во многих отношениях особенно по- учительным и плодотворным, и нет сомнения,что изучение это прольет новый свет на многие общие геологические вопросы» (стр. 31). Донец- кий бассейн А. П. Карпинский считал уникальным геологическим объектом, дающим ключ к решению важнейших вопросов геологии. «В Донецком бассейне, — писал он, — мы имеем пока единственный в своем роде исторический документ, веденный последовательно без перерыва самой природой через весь каменноугольный период, — документ, начатый еще до наступления этого периода и завершенный после его окончания» (стр. 49). Наряду с работами А. П. Карпинского в конце XIX и на- чале XX вв. следует упомянуть выдающиеся работы К. И. Богдановича (1902) по Кавказу, с изложением основ теории геосинклиналей. На примере Кавказа К. И. Богданович показывает сложность строения геосинклинальных областей и их длительное развитие, продолжающееся и в наше время. К. И. Богдановичем, так же как А. П. Карпинским для Урала, было обосновано зональное строение геосинклинальных областей и выделение крупных разломов, впоследствии названных глубинными. Широкое развитие получили работы по региональной тектонике. Среди них следует упомянуть работы А. П. Павлова (1887) по Самарской Луке, Н. Сибирцева (1898) по Окско-Ц нинскому валу, Ф. Н. Чернышева (1915) по Тиману, Н. С. Никитина (1890) по Под- московной котловине и Заволжью, П. Армашевского (1903) по Дне- провско-Донецкой впадине, И. В. Мушкетова (1895) по Прикаспий- ской впадине. С 1863 г., когда В. Абих установил антиклинальное строение о-ва Артема, получает широкое развитие изучение структуры нефте- носных областей юга СССР. В первые же десятилетия после Великой Октябрьской социалисти- ческой революции появляются капитальные сводки и обобщения по ре- гиональной тектонике СССР. К крупнейшим работам этого периода относятся труды А. П. Карпинского (1919), А. Д. Архангельского 14
(1923, 1932, 1934, 1937, 1941), И. М. Губкина (1934, 1940), В. Л. Обру- чева (1935—1938). Большую роль в развитии общих и региональных тектонических представлений сыграло применение геофизических методов разведки. Впервые геофизическая разведка на нефть в СССР была применена в 1925 г. для поисков соляных структур в Прикаспийской впадине, а еще раньше — с 1919 г. магнитометрия и с 1921 г. гравиметрия при- менялись для выяснения структуры железорудных месторождений в районах Курской магнитной аномалии. В результате применения гравиметрии в Прикаспийской впадине оказалось, что куполообраз- ным поднятиям юрских и меловых слоев всегда соответствуют грави- тационные минимумы, что позволило сделать подтвержденное позднее бурением предположение о существовании под ними на глубине соля- ных штоков. Геофизические работы позднее были с успехом продол- жены для поисков соляных куполов, выяснения закономерностей их расположения в пространстве. По данным Л. В. Сорокина и др. (1950), с 1926 г. гравиразведка стала проводиться на Апшеронском полу- острове, с 1927 г. — в Южном Дагестане, с 1928 г. — в Грозненской области, с 1931 г. — на Печоре и в Фергане, с 1932 г. — в Туркмении и Башкирии. Результаты гравитационных работ показали возможность постановки и решения на основе получаемых данных ряда важ- нейших проблем региональной геологии СССР и, в частности, оконтуривания крупных предгорных впадин, перспективных в от- ношении поисков нефти (Архангельский, 1932; Архангельский и Федынский, 1936; Архангельский, Михайлов, Федынский, Люстих, 1937). Для поисков нефтяных месторождений начиная с 1926 г. при- меняется магнитная съемка, на основании результатов которой наме- чен путь к решению одной из важнейших задач региональной текто- ники СССР — исследованию внутренней структуры фундамента Рус- ской платформы (Архангельский, Розе, Колюбакин, Падеревская, 1937; Шатский, 1946). С 1929 г. для изучения тектоники широко применяются методы электроразведки и сейсморазведки, результаты которых позволяют судить о глубинах тех или иных структурных поверхностей. Особенно существенными для обнаружения и картирования конкретных текто- нических форм в различных геологических условиях оказались методы сейсморазведки. Комплексное применение геофизических методов раз- ведки в СССР далеко продвинуло вперед решение ряда важнейших вопросов региональной тектоники СССР. Необходимо отметить, что данные геофизики используются не только для структурно-морфологи- ческого, но и для историко-генетического исследования, для выявле- ния особенностей развития геологических структур (Вебер и Федын- ский, 1947). 15
ПОЯВЛЕНИЕ И РАЗВИТИЕ ТЕКТОНИКИ КАК САМОСТОЯТЕЛЬНОЙ ГЕОЛОГИЧЕСКОЙ ДИСЦИПЛИНЫ Развитие тектоники как отрасли геологических наук предста- вляет собой весьма длительный процесс, берущий начало в античной древности, когда уже высказывались идеи о движениях береговых линий, поднятиях и опусканиях поверхности Земли. Уже в XVII, XVIII и начале XIX вв. появлялись работы, в кото- рых развивались те или иные тектонические представления. В числе их можно назвать уже упоминавшиеся исследования Н. Стено. М. В. Ломоносова, Элиде Бомона. На рубеже прошлого и нашего веков первый синтез тектонического строения земной коры был дан в извест- ном труде Э. Зюсса «Лик Земли». Позднее синтезы строения крупней- ших секторов земли давались в работах А. П. Карпинского, Э. Аргона, Л. Кобера, Р. Штауба, Г. Штилле, С. Бубнова и др. Однако обособле- ние тектоники как самостоятельной геологической дисциплины сле- дует относить к 1922 г., когда впервые особый курс геотектоники стал читаться М. М. Тетяевым в Ленинградском университете, а В. А. Вар- санофьевой на Высших женских курсах. Лекции М. М. Тетяева позд- нее были обобщены в «Основах геотектоники», вышедших в двух изда- ниях в 1934 и 1941 гг. В предисловии к первому изданию М. М. Тетяев (1934) назвал свою книгу «первым опытом обоснования геотектоники, как науки о структуре Земли», что в известной мере справедливо. В соответствии со сказанным можно считать, что тектоника как спе- циальная отрасль геологии впервые оформилась в Советском Союзе. В связи с этим представляется важным и интересным проследить раз- витие основных ее направлений именно в нашей стране. Заслуга М. М. Тетяева заключается не только в том, что он основал геотекто- нику как учебную дисциплину, но и в том, что он в своих книгах впер- вые за всю историю тектонических исследований сформулировал пред- мет тектоники, ее задачи и методы. «Можно утверждать, — пишет В. В. Белоусов, — что только после выступлений М. М. Тетяева гео- тектоника определилась как законченная геологическая дисциплина, имеющая свои объекты и свой подход к их изучению, и перестала быть собранием случайных мнений по отдельным вопросам развития струк- туры земной коры, рассматриваемым изолированно» (1961, стр. 15). В послевоенные годы некоторые идеи М. М. Тетяева были развиты В. В. Белоусовым, перу которого принадлежит изданная в 1948 г. крупная монография «Общая геотектоника», вышедшая вторым и тре- тьим изданиями в 1954 и 1962 гг. под названием «Основные вопросы геотектоники» (Белоусов, 1954, 1962). Совершенно самостоятельными обобщениями являются «Геотектонические основы поисков нефти» (1954) и «Общая геотектоника» (1964), принадлежащие перу В. Е. Хайна. В 1952 и 1958 гг. вышли в свет книги Ю. А. Косыгина «Основы текто- ники нефтеносных областей» и «Тектоника нефтеносных областей», т. I «Общая тектоника». Большой методический и теоретический ин- терес представляет собой двухтомное издание «Методы исследований тектонических структур», составленное коллективом тектонистов под редакцией Н. А. Штрейса (1960—1961). Книги «Введение в геотекто- 16
нику» А. С. Моисеева (1939) и «Геотектоника» И. И. Потапова (1964) носят характер чисто учебных пособий. Существуют, кроме того, рассеянные в ряде статей и монографий разработки тектонических идей и представлений, развиваемых отдель- ными школами и исследователями. В частности, заслуживают особого внимания труды тектонической школы А. Д. Архангельского — Н. С. Шатского, включающие важные теоретические работы А. А. Богда- нова, М. В. Муратова, Е. В. Павловского, А. В. Пейве, Н. П. Хераскова, Н. А. Штрейса, А. Л. Яншина и др., а также известные работы Г. Д. Ажгирея, В. Г. Бондарчука, В. И. Попова, Ю. М. Шейнманна и др. Теория, необходимая для пространственных и временных тектони- ческих построений, еще совершенно недостаточно разработана. С не- достаточной разработанностью теории связан ряд противоречивых и субъективных толкований структурных и генетических соотношений в тектонике. О необходимости создания такой теории М. М. Тетяев писал: «... мы всегда имеем отдельные разрозненные куски, а основное требование нашей дисциплины заключается в том, чтобы из этих кусков понять целое. Следовательно, метод нашего изучения практически всегда сводится к тому, что мы изучаем отдельные единичные проявле- ния и стремимся из этих отдельных единичных проявлений создать нечто целое... Для того чтобы понять целое, надо понять связи между отдельными элементами, а эти связи непосредственно наблюдаются только в ограниченных пределах. Мы должны определенным и правиль- ным логическим рассуждением дойти до понимания связей и взаимо- отношений отдельных элементов между собой... В нашем изучении мы должны иметь в виду не только накопление фактического материала, но и правильное обращение с этим фактическим материалом и его изу- чение при помощи определенной правильной логики нашего мышле- ния» (1941, стр. 10—11). Отсутствие развитой теории тектонических построений порождает «чрезвычайное многообразие геотектонических теорий и их противоречивость... это одновременное существование разнообразных взглядов, их борьбы друг с другом и взаимопроникно- вение в виде гибридных и эклектических направлений и создает тот видимый теоретический хаос в современной геотектонике, за который она уже получила в литературе название «сумасшедшего дома» (Лонг- велл)» (1941, стр. 31—32). Причину такого разнообразия взглядов М. М. Тетяев видел в одностороннем подходе различных исследова- телей, в переоценке ими «отдельных противоречивых сторон общего хода развития структуры Земли», в превращении этих сторон в «самое существо процесса». Общие высказывания М. М. Тетяева о необходимости создания тектонической теории были совершенно правильными и до настоящего времени не утратили своего значения. Однако эти высказывания не реализовались в дальнейших его построениях. Вместо того, чтобы исследовать природу во всем ее многообразии и постараться выяснить таким путем основные законы тектонического строения и развития, М. М. Тетяев пошел по пути исследования односторонних гипотез и поисков в них «зерен истины». «Мы должны понять, — писал он, — что в каждой из этих теорий есть свое зерно истины, но нужно эти зерно выявить, освободив его от всего ненужного и искаженного. 2 Заказ 206. 17
"Таким образом, этот теоретический багаж, который мы имеем перед собой в виде пресловутого «сумасшедшего дома»,... также представляет собою определенный фактический материал, над которым мы должны работать» (1934, стр. 35). Работа над этим «материалом» позволила М. М. Тетяеву наметить несколько отдельных причин тектонических движений. Из контракционной гипотезы он извлек «типичную склад- чатую структуру», а в изостатической школе нашел «более полный материал по колебательным движениям земной коры». Складчатость и колебательные движения «друг другу противостоят по самой своей сущности, ибо поскольку складчатость есть реальное изменение струк- туры в виде изогнутых прежде горизонтальных слоев, поскольку движе- ния эпейрогенеза.... почти не несут с собой никакого изменения этого первичного залегания» (1941, стр. 55). Не придавая должного значения этому «почти», М. М. Тетяев выделил и подверг раздельному рассмотрению складчатую, колебательную и магматическую формы геотектогенеза и, кроме того, особо, сбросовую тектонику. С таким по существу произвольным обособлением форм геотекто- генеза связаны две крупные принципиальные ошибки, которые прохо- дят красной нитью через все дальнейшие построения М. М. Тетяева. Во-первых, в результате искусственного выделения «форм» без учета их природного единства создается ряд совершенно искус- ственных представлений. Например, из неточного утверждения об обратимости колебательных движений как основном их свойстве неизбежно вытекает неверный вывод о том, что «поверхности несогласия являются конкретным выражением качественного скачка, качествен- ного изменения структуры, ... отражают критические моменты в исто- рии развития структуры» (1941, стр. 104). Неточность утверждения об обратимости колебательных движений следует из наблюдаемой тес- ной пространственной и временной связи распределения складчатости х вмещающими глубинными структурными формами, например с сине- клизами и геосинклиналями. Эта связь является генетической, т. е. возникновение и развитие складчатости обусловливается особенно- .стями развития вмещающей глубинной структурной формы. Таким образом, колебательные (глубинные) и складчатые (дислокационные) движения едины, а вторые являются частным и обязательным проявле- нием первых, т. е. необратимые дислокации являются необходимым следствием и атрибутом колебательных движений. «Складчатость, — писал Н. П. Херасков, — не следует противопоставлять образованию геосинклиналей и геоантиклиналей как форм, вызванных особыми (колебательными) движениями. Их образование и развитие есть прежде всего крупная деформация земной коры, и, как всякая большая дефор- мация, она не может идти однородно, а вызывает различные изменения в условиях залегания пород, которые и констатируются в виде разно- лбразных дислокаций» (1948, стр. 127). Колебательные (глубинные) движения обязательно сопровождаются необратимыми деформациями пород в виде складок различных поряд- ков и разломов. Если же колебательные и складчатые движения искус- ственно отрывать одни от других, можно прийти, как это и получи- лось у М. М. Тетяева, к ложному утверждению об обратимости колеба- тельных глубинных движений. /8
Какая же связь между утверждениями об обратимости и о том,, что поверхность несогласия отражает «критические моменты истории развития структуры»? Если считать, что колебательные движения обратимы и что они не оставляют следа в структуре коры, то различия в структуре отложений, расположенных выше и ниже поверхности несогласия, совершенно непонятны при допущении, что до и после формирования поверхности несогласия проявлялись лишь «обратимые» колебательные движения. Чтобы объяснить наблюдаемые структурные различия, необходимо допустить кратковременное проявление особых складкообразующих движений, приведших к «качественному измене- нию структуры». Если же считать, что колебательные (глубинные) движения сопровождаются деформациями, то структурные различия отложений, расположенных выше и ниже поверхности несогласия, вполне объяснимы за счет общего деформационного результата текто- нических движений за время, соответствующее перерыву в накоплении осадков. О «критическом моменте в истории развития структуры» при таком понимании несогласия говорить необязательно. Во-вторых, основные геотектонические построения М. М. Те- тяева начинаются не с геологических тел, которые могут быть вы- делены, измерены и описаны, а с тектонических движений. Здесь речь идет о геотектонических построениях. М. М. Тетяев был прекрасным наблюдателем и считал, что «в основе геотектонического исследования всегда лежит структурный метод, или метод структурного анализа,, где путем анализа залегания горных пород и расположения их внутрен- них элементов на данном участке земной коры выявляются слагающие их структуру отдельные формы и устанавливается существующая между ними связь» (1941, стр. 58). Однако геотектонические построения М. М. Тетяева основывались на наблюдениях лишь в минимальной степени. Наблюдая последовательность слоев и их дислокации, М. М. Те- тяев считал, что образование слоистой толщи обязано колебательным движениям, а дислокации — складчатым движениям и что обе эти формы движения противоречат друг другу по самой своей сущности. На основе такого противопоставления типов движений М. М. Тетяев рассматривал раздельно и противопоставлял друг другу, с одной стороны, тектонические формы, приписываемые им колебательным движениям (субгеосинклинали, геосинклинали, интрагеосинклинали и т. д.), а с другой стороны, формы, приписываемые складчатым движе- ниям (различные складки). Несмотря на то что с основными геотектоническими построениями М. М. Тетяева трудно согласиться, его общие высказывания о теории этих построений и логическая стройность ряда его рассуждений делают «Основы геотектоники» работой весьма привлекательной и заслужива- ющей внимательного изучения. Одновременно в СССР развивалось так называемое «эмпирическое» направление в тектонике, в котором главное место уделялось исследо- ванию фактов, а не разработке теории. Слово это берется в кавычки, потому что хотя представители этого направления декларировали свой «эмпиризм» (Шатский, 1946), на деле же они закладывали основы тек- тонической теории, вскрывали кардинальные закономерности геологи- ческого строения и развития осадочной оболочки Земли. Получалась 2* ___________________________________, 1S
такая парадоксальная ситуация, что теория более фундаментально развивалась там, где ее создание считалось как бы делом второстепен- ным. Здесь мы имеем в виду работы А. Д. Архангельского и Н. С. Шаг- ового, методика которых в последние годы завоевала широкое призна- ние и обеспечила первенство геологов Советского Союза в глобальных тектонических обобщениях па основе международного сотрудни- чества. В этих работах большое внимание уделяется исследованию геоло гических тел, их соотношений и геологических структур, изобража- емых на тектонических картах. Грандиозная работа по составлению тектонических карт ведет начало с публикации в 1933 г. схемы тек- тоники СССР А. Д. Архангельского и Н. С. Шатского. Интересно отметить, что появлению этой схемы непосредственно предшествовало опубликование геотектонической схемы СССР М. М. Тетяева (1933), которая основывалась на выделении альпийской, герцинской, кале- донской и докембрийской складчатых зон по малосущественному при- знаку — наличию дислокаций соответствующего возраста. Поэтому данная схема оказалась практически малоэффективной. В ответ на эту схему в конце того же 1933 г., в период интенсивного развертыва- ния геологоразведочных работ по всей территории СССР, появилась схема А. Д. Архангельского и Н. С. Шатского, в которой были зало- жены главные принципы составления тектонических карт, служащих для крупных участков земной коры моделями, позволяющими выделять, измерять, описывать, сравнивать и классифицировать геологические тела и структуры, выяснять их пространственные взаимоотношения и на основе этого решать многие вопросы поисков полезных ископа- емых, а также генезиса и развития геологических объектов. Само соста- вление тектонических карт, в процессе которого разрабатывались методика описания, сравнения и классификации геологических объек- тов, явилось по существу крупнейшей теоретической работой. Важ- ной вехой в развитии тектонической теории было составление тек- тонических карт СССР. Построение на тектонических картах моделей крупнейших структурных элементов континентального блока — гео- синклиналей и платформ позволяет подмечать их различия, устанавли- вать общие признаки и выделять классы этих объектов. Они оказы- ваются разнообразными и развитие их нельзя укладывать в общие схемы, например, вроде тех, которые следуют из предпосылки о раз- делении типов тектонических движений. С составлением и анализом тектонических карт тесно связана раз- работка сравнительного тектонического метода, позволяющего выяснять характерные общие черты важнейших структурных элементов и вы- делять их в классы. В этом отношении главная роль принадлежит Н. С. Шатскому (1946, 19461; 1947, 1948, 1955), который обосновал и развил ранее уже применявшийся Г. Штилле сравнительный тектони- ческий метод и использовал его для исследования древних платформ. В отличие от представлений М. М. Тетяева о том, что структурные элементы последующего этапа развития структуры не зависят от струк- турного плана предыдущего этапа, а являются результатом «качествен- ной перестройки структуры», Н. С. Шатский и его последователи раз- вивают «принцип унаследованност и», позволяющий 20
прослеживать развитие структурных элементов во времени (Пейве, 1956). В соответствии с этим принципом устанавливается преемствен- ность развития и связываются в единое целое различные его этапы. Устанавливается, например, весьма длительное консервативное раз- витие древних платформ в определенных границах, а также чрезвы- чайная устойчивость во времени глубинных разломов. Учение о глубинных разломах зарождается в 1945 г. (Пейве, 1945) в тесной связи с принципом унаследованности. Это учение позволяет рассматривать глубинные разломы и их системы как основную струк- турную решетку земной коры, как основу длительного унаследован- ного развития ее структуры. Этот важнейший тезис получил свое раз- витие и подтверждение в исследованиях по палеотектонике территории Сибири (Косыгин и др., 1964; Боголепов, 1963). Таким образом, составление тектонических карт и сравнительный тектонический анализ представляют главную канву для структурно- морфологических построений и классификаций, а принцип унаследо- ванности и учение о глубинных разломах можно рассматривать как основной стержень историко-генетического анализа в геотекто- нике. Для начатых А. Д. Архангельским и Н. С. Шатским работ по со- ставлению тектонических карт характерно то, что в них в основу любых историко-генетических построений всегда кладется по возможности полное и тщательное структурно-вещественное описание изучаемых объектов. Это можно проследить не только на тектонических картах, являющихся примером моделей, построенных на таких описаниях, но также на выделении формаций ирешении задач поисков полезных иско- паемых. Действительно, в определении Н. С. Шатского (1950) геологи- ческая формация выступает как структурно-вещественная ассоциация и в принципе может быть выделена независимо от представлений о ее генезисе или о соответствии ее какой-либо определенной стадии геоло- гического развития. Такой подход не обеспечивает однозначного вы- деления формаций, но позволяет вырабатывать правила их выделения, по которым можно объективно изучать размещение в осадочной оболочке различных горных пород и их ассоциаций, вне зависимости от представлений о генезисе и закономерностях в последовательности стадий развития, т. е. от представлений, которые могут быть субъек- тивными и преходящими. Из этого же подхода вытекает, что изучение закономерностей размещения полезных ископаемых, а не представле- ния об их генезисе, которые также могут быть субъективными и пре- ходящими, является главной основой в определении перспектив и на- правлений поисково-разведочных работ. Можно, например, и не без оснований считать, что расположение и развитие крупных структурных элементов осадочной оболочки, с которыми в какой-то мере связано размещение в ней полезных иско- паемых, зависит от глубинных процессов мантии или от внешних влия- ний. Однако это еще не дает основания полагать, что для увеличения минеральных ресурсов главным направлением исследований должны быть или изучение мантии или изучение движения небесных тел. Глав- ным направлением остается исследование закономерностей размещения 21
полезных ископаемых, что включает исследования отношений между залежами и проявлениями полезных ископаемых с горными породами, их генетическими типами (фациями), геологическими структурами и т. д. В процессе исследования закономерностей размещения несом- ненно важно изучение разного рода генетических и временных свя- зей, позволяющее выяснять причины наблюдаемых пространственных отношений между полезными ископаемыми и их различными призна- ками и раскрывающее перспективы построения теории размещения и происхождения полезных ископаемых. Рассматривая же простран- ственные закономерности размещения месторождений полезных ископа- емых, Н. П. Херасков (1958) писал: «Для практики ведущее значение имеют именно они, а временные закономерности приобретают значение лишь тогда, когда они косвенно указывают на некоторые простран- ственные закономерности». Изучение пространственных закономер- ностей размещения полезных ископаемых может проводиться совместно с исследованиями отношений и связей полезных ископаемых с веще- ственным составом и структурой земной коры и быть, таким образом, весьма эффективным в смысле выявления новых их ресурсов. В то же время преобладание какой-либо определенной генетической концеп- ции может неправильно ориентировать исследования и привести к ма- лой эффективности затрачиваемых усилий. Постановка во главу угла тектонических исследований вопросов тектонического районирования, пространственного размещения геоло- гических объектов, описания формаций независимо от их генезиса объясняет возникновение тенденции создания упорядоченной системы пространственных построений, специализированного изучения геологи- ческих границ и тел, что по заложенной в этих исследованиях идее должно облегчать возможность применения математических расчетов, хотя бы в некоторых прежде всего пространственных геологических построениях. Сказанное не надо понимать как отказ от исследования генезиса геологических объектов. Наоборот, создание геотектонической теории преследует цель выяснения развития геологической структуры и про- исхождения разнообразных ее элементов в их общей связи и в конечном счете решения вопросов строения и развития Земли в связи с ее про- исхождением. Однако такая теория должна иметь прочную базу. В ее основе должны лежать не субъективные частные генетические предста- вления, а структурно-вещественные отношения, которые могут быть однозначно описаны тем или другим методом. Еще одна важная особенность работ Н. С. Шатского заключается в отношении к тектоническим движениям. Как мы видели выше, М. М. Тетяевым формы геотектогенеза были выделены в сущности произвольно. В качестве основной формы в его представлении высту- пала колебательная форма геотектогенеза с вертикальным направлением тектонических движений; складчатая же форма была предста- влена как ее функция (как результат борьбы нисходящих и восходя- щих тенденций), проявляющаяся в виде механизма вертикального раз- давливания. Поскольку вертикальные движения представлялись основ- ными и определяющими, их причину можно было видеть только во вну- триземных процессах. «Геотектонический процесс и его развитие, — 22 ---------------------------------------------------------- Все о геологии http://geo.web.ru/
пишет М. М. Тетяев (1941, стр. 342), — определяется общим развитием космического вещества внутри Земли, поставленным в условия времен- ной его изоляции от внешнего пространства». И далее «... выступает общее противоречие между внутренностью Земли, где происходит само- развитие космического вещества, и земной корой, как инертной по отно- шению к этому процессу оболочкой, в которую передаются механиче- ские явления, порождаемые этим процессом...» (стр. 343). Это было написано 25 лет назад и в свете современных сейсмологических данных выглядит по меньшей мере наивным. В последние десятилетия было накоплено большое количество данных, позволяющих утверждать, что в геологическом прошлом наряду с крупными вертикальными пере- мещениями происходили также не менее крупные горизонтальные пере- мещения. Однако в ряде тектонических работ до сих пор вертикальным движениям продолжает придаваться исключительное значение. «По- скольку, — пишет В. В. Белоусов (1962, стр. 567), — складчатость представляет явление производное от вертикальных колебательных движений земной коры, можно ограничиваться рассмотрением послед- них и не искать каких-либо независимых причин для первой». В работах А. Д. Архангельского, Н. С. Шатского и других господ- ствует совершенно иной подход к проблеме тектонических движений. Движения земной коры, их направление и относительная интенсивность выясняются посредством изучения геологических структур. Поэтому в предлагаемых классификациях движений (Шатскип, 1939; Муратов, 1949) на первое место выступают не представления о кинематике дви- жений (направление, ритмичность и т. д.), а возможное соответствие некоторых совокупностей деформаций тем или иным выделяемым в классификациях типам движений. Для этих работ характерна выводимость представлений о типах и особенностях тектонических движений. А это означает, что в зависи- мости от геологической изученности, с изменением базы фактических данных, представления о тектонических движениях могут изменяться. Для пояснения сказанного можно привести следующий пример. В рабо- тах школы А. Д. Архангельского — Н. С. Шатского в 40-х годах гос- подствовало представление о том, что вертикальные направления в дви- жениях земной коры существенно преобладают. Позднее, с получе- нием новых данных, в особенности в связи с детальным структурным картированием в районах Тянь-Шаня и Казахстана, выяснилось, что существенная роль в формировании крупных тектонических форм при- надлежит горизонтальным перемещениям в земной коре. Таким обра- зом, представления о движениях земной коры оказываются достаточно гибкими. Это позволяет избегать предвзятого подхода к изучению структурных отношений и их искажения ради согласования с приня- тыми каноническими формами тектогенеза. Говоря о школе А. Д. Архангельского и Н. С. Шатского, мы имеем в виду не систему застывших догм, а развивающееся направление, которое черпало силы в противоречиях, сопровождавших его развитие. Для этого направления характерно объединение общими методиче- скими принципами ряда исследователей, обладавших различными взгля- дами и часто отстаивавших различные концепции о природе того или иного геологического явления. Общие методические принципы позво- 23
ляли представителям этой школы находить общий язык в научной дискуссии и часто приходить к общим решениям, что выразилось в боль- шом количестве крупных коллективных работ этой школы. Так, А. Д. Архангельским и Н. С. Шатским (1933) совместно составлена «Схема тектоники СССР»; коллективная работа «Краткий очерк геоло- гической структуры и геологической истории СССР» (Архангельский и др., 1937) содержит важнейшие теоретические обобщения в области геотектоники того времени. Объединенными усилиями Н. С. Шатского и его сотрудников (А. А. Богданова, И. В. Лучицкого, М. В. Муратова, А. В. Нейве, Н. П. Хераскова, Н. А. Штрейса, А. Л. Яншина и др.) были составлены тектонические карты СССР и проведены многие дру- гие работы. Из всего сказанного следует, что современное состояние тектоники уже ни в коем случае нельзя уподобить «сумасшедшему дому», как это делал Лонгвелл. Разнообразие тектонических представлений в настоя- щее время существенно ограничивается большим количеством новых научных фактов, касающихся истории развития Земли и ее глубин- ного строения. Намечается перспективная методика исследования, которая заключается прежде всего в тщательном изучении геологиче- ских тел, геологических структур, форматщй и вообще структурно- вещественных отношений как в земной коре, так и в недрах нашей планеты в целом. Именно знание структурно-вещественных отношений, достигаемое практикой составления тектонических карт различных типов, сравнительно тектоническим и формационным анализом, пред- ставляет, наряду с новыми физико-химическими данными о глубин- ном строении Земли, основу как для суждения о тектонических дви- жениях, так и для построения общей тектонической теории. ОСНОВНЫЕ ЗАДАЧИ ТЕКТОНИКИ И ЕЕ МЕСТО СРЕДИ ДРУГИХ ГЕОЛОГИЧЕСКИХ ДИСЦИПЛИН Тектоника решает свои задачи на основе самых разнородных дан- ных по исследованию Земли. Такие отрасли геологических знаний, как минералогия, петрография и геохимия, а также гравиметрия, гео- термика и другие дисциплины, основывают свои исследования на изуче- нии некоторых специфических свойств геологического вещества и про- цессов, связанных с изменениями этих свойств. В каждой из отраслей геологической науки в процессе исследований разрабатываются мето- дики и конструируются приборы, позволяющие все с большей точностью и в большем диапазоне изучать соответствующие свойства и измерять их значения. Современная стратиграфия в основном базируется на ис- следовании «биостратиграфических свойств» горных пород, т. е. изу- чает содержание в них остатков организмов и сами эти остатки. В стра- тиграфических построениях используются также данные радиогеоло- гии — отрасли геохимии, основанной на изучении изотопного состава минералов и процессов радиоактивного распада. В этих двух отраслях геологии также имеется специализированная методика исследования вещества и соответствующая аппаратура. Сказанное полностью отно- сится к гидрогеологии, инженерной геологии и геологии полезных иско- 24
паемых. Задача тектоники заключается прежде всего в выделении геоло- гических объектов (тел) — слоев, массивов, структурных этажей, фор- маций — ив выяснении их пространственных соотношений (структур) на основе данных исследований вещества по специализированным мето- дикам. По отношению к структурам тела их составляющие рассматри- ваются как структурные элементы. Описывая структурные элементы и изучая отношения между ними, например устанавливая последова- тельность слоев, согласное или несогласное их залегание, соотношение слоев и массивов, смещение блоков по разломам, соотношение биостра- тиграфических подразделений с литологическими комплексами, плат- форм со складчатыми поясами и т. д., мы выясняем современную геоло- гическую структуру. Такие исследования могут быть названы струк- турно-морфологическими; они заключаются в выясне- нии статических пространственных соотношений геологических тел в современной структуре Земли. Структурно-морфологические исследования осуществляются путем структурного картирования, сопоставления разрезов буровых скважин, составления на основе геофизических данных структурных и иных карт и разрезов, а также карт аномалий и т. д. Структурно-морфологические исследования, поскольку при помощи их устанавливаются форма и рас- положение геологических тел, дают основание для выделения объектов поисков и разведок полезных ископаемых по структурным признакам. Хорошо известно огромное значение структурно-морфологических исследований при поисках и разведке месторождений нефти и газа, а также при поисках залежей рудных и других полезных ископаемых. Следует подчеркнуть, что во всех случаях структурно-морфологи- ческие построения осуществляются на основе изучения свойств ве- щества в ряде точек или участков исследуемого пространства. Только на основании изучения свойств и распределения их значений в про- странстве можно провести, например, геологические границы между толщами или иными телами разного состава и осуществить структурные построения, связанные с этими границами. Свойства, используемые в структурных построениях, могут быть однородными, как, например, при построении профильных разрезов и геологических карт отдельных небольших участков на основании только литологических характеристик вещества. С другой стороны, эти свойства могут быть разнородными при построении геологических карт больших территорий, где при увязке разрезов применяются как литологические, так и биостратиграфические, а иногда также и гео- физические характеристики. В таком случае структурные построения усложняются, так как появляется необходимость представления одних свойств через другие, т. е. интерпретации свойств одной специализа- ции (например, геофизических данных) на языке другой специализа- ции (например, литологические признаки, приписываемые геологиче- ским телам, выделяемым по геофизическим данным). При структурных построениях недопустимо смешение признаков разной природы, так как оно часто приводит к ошибкам. Структурные построения осуще- ствляются при непосредственном использовании признаков только какой-либо одной специализации. Признаки других специализаций могут рассматриваться при этом только как косвенные признаки или 25
как признаки признаков основной специализации и использоваться в структурных построениях лишь на основе их истолкования (интер- претации). Соблюдение изложенного порядка использования признаков при структурных построениях представляется принципиально важным и необходимым. Это требование, которое можно назвать принци- пом специализации, заключается в том, что в любых струк- турных геологических построениях необходимо учитывать специали- зацию используемых признаков. Особенно большое количество ошибок связано со смешением признаков различных специализаций при исполь- зовании сейсмологических свойств (скорость прохождения упругих волн в различных геологических средах) для представления слоев зем- ной коры, как тел с определенным петрографическим составом. Вторая задача тектоники заключается в выяснении особенностей развития структуры Земли, в частности, в выяснении того, как с тече- нием времени изменялись формы, размеры и пространственные отно- шения геологических тел. Если при структурно-морфологических иссле- дованиях необходимо лишь фиксировать существующие пространствен- ные соотношения, то при историко-генетических сле- дует воссоздавать историю развития геологической структуры, что связано с более сложными построениями. При историко-генетических исследованиях, например на основа- нии карт мощностей и некоторых гипотез о соотношении мощностей с величинами перемещений поверхности земли в геологическом прош- лом, реконструируются прежние положения поверхностей, разделя- ющих отдельные толщи. Таким образом, получается серия карт, рису- ющих ряд последовательных положений данной поверхности. При историко-генетических исследованиях широко используются генетиче- ские характеристики вещества (например, при палеофациальвом анализе), выводимые из данных о вещественном составе с при- влечением соответствующих гипотез о ходе геологических процессов в прошлом. К этой же задаче относится выяснение истории развития структуры земной коры, т. е. тех ее возможных историко-генетических преобразований, которые связаны с формированием так называемых «гранитного» и «базальтового» слоев, замещения во времени одного слоя другим, перемещения поверхности Мохоровичича и т. д. При историко-генетических исследованиях необходимо выяснять не только отношения, но и связи между структурными элементами Земли, напри- мер слоями, выделяемыми по геофизическим данным и выделяемыми по петрографическим признакам толщами осадочных и изверженных пород. Важная роль в историко-генетических исследованиях принад- лежит фациально-стратиграфическому анализу, применяемому для вос- становления тектонических особенностей изучаемого участка, области или поверхности Земли в целом в геологическом прошлом. Среди первых историко-генетических исследований, в которых за- кладывались основы их методик, следует отметить работы А. П. Кар- пинского, Н. С. Шатского (1945, 1947), В. В. Белоусова (1944), А. Б. Ро- нова (1949), Р. М. Пистрак (1950), М. Ф. Мирчинка и А. А. Бакирова (1950) и многих других по Русской платформе, В. В. Белоусова (1938— 1940), В. Е. Хайна и Л. Н. Леонтьева (1950) по Кавказу, М. В. Мура- това (1949) по Причерноморью и т. д. 26
Методика, принятая в этих работах, была различной. Например, Н. С. Шатский (1945, 1946), анализируя развитие Русской платформы, выделял крупные комплексы, отграниченные друг от друга региональ- ными, общими почти для всей платформы перерывами. Палеогеологиче- ская карта поверхности каждого комплекса (нижнепалеозойского, верх- непалеозойского и мезозойско-палеогенового) при этом отражала струк- туру Русской платформы к концу соответствующих крупных этапов ее развития. Данные, полученные в результате анализа палеогеологи- ческих карт с учетом фациальных, геологических и иных материалов, позволяли проследить ход развития структуры Русской плат- формы. В других работах анализ развития структуры основывается не на выделении естественно обособляемых структурных ярусов, отражающих крупные этапы развития, а на составлении отдельных х р о- ностратиграфических подразделений карт равных мощ- ностей и карт типов пород; сопоставление таких карт для последова- тельного ряда стратиграфических подразделений позволяет проследить развитие поднятий и прогибов, а также площадей распространения различных типов пород во времени. При историко-тектонических исследованиях большое значение имеет использование принципа унаследовавности, раз- работанного в основном в работах Н. С. Шатского, однако намечав- шегося еще Э. Зюссом («постумная складчатость») и Г. Штилле в 1908 и 1913 гг. (1964). Г. Штилле отмечал, что в последующий революцион- ный (т. е. складкообразующий) период соблюдается план движений более древнего процесса, а новая фаза знаменует собой лишь новые черты в древней структуре Земли. Впоследствии, анали- зируя тектонику Европы, Америки и Циркумтихоокеанского пояса, Г. Штилле (1964) значительно развил представления об унаследован- ности послеальговской структуры от ограничений океанов и положе- ния древних внутриконтинентальных линеаментов. В частности, им была показана связь контуров пермского бассейна Северной Европы с положением Балтийско-Подольского лпнеамента альгонского воз- раста. Исследование наследственных связей структурных форм в тек- тонике Г. Штилле уподобляет экологии в биологии, что вряд ли удачно, так как здесь идет речь скорее о причинно-следственных связях поколе- ний тектонических структур и форм, а не о влиянии на тектонические сооружения внешней по отношению к ним среды. Принцип унаследовавности как важнейшая основа тектонического анализа подробно рассмотрен и значительно развит в работах А. Л. Ян- шина (1948, 1955) и А. В. Пейве (1956, 1965). Сущность вопроса заклю- чается в том, что более молодые структурные формы появляются и раз- виваются не на «гладком месте», а на уже существовавших структурах и наследуют те или иные их черты. Эти унаследованные черты позво- ляют прослеживать историю и преемственность в развитии структурных форм, а также выяснять контуры древних структурных элементов, погребенных под молодыми толщами. В этом отношении особенно много сделано А. Л. Яншиным и его сотрудниками, исследовавшими область южного погружения Урала и Туранскую плиту. Согласно обобщению А. В. Пейве различаются: 1) унаследованность тектонического плана, 27
связанная с не изменяющимся в течение длительного времени располо- жением крупных структурных элементов Земли (древних платформ, некоторых складчатых поясов и глубинных разломов); 2) уна следов ан- ностъ тектонических форм и 3) унаследованность тектонических дви- жений. Б. А. Петрушевский (1964) выделяет полную унаследо- ванность, проявляющуюся в соответствии простираний и наибо- лее крупных синклинальных и антиклинальных элементов, и общую унаследованность с соответствием только простирапий. Принцип унаследованности является общим геологическим прин- ципом, который может быть распространен не только на тектонические процессы, но и на процессы литогенеза, магматизма (Довгаль, Кузне- цов, Поляков, 1964), развитие фауны и флоры, геоморфологические процессы и т. д., т. е. на все длительные процессы, в последующих стадиях которых устанавливаются черты унаследованности от предыду- щих стадий и, таким образом, создается возможность исследования процесса, как целого. Использование принципа унаследованности по- зволяет связать явления, ранее считавшиеся случайными и эфемерными, в закономерные взаимообусловленные системы. Неправильно было бы сужать понимание принципа унаследованности в тектонике, например, считать его действительным только для вертикальных движений зем- ной коры. Принцип унаследованности, безусловно, применим и к дли- тельным процессам, в которых тектонические перемещения являются преимущественно горизонтальными. Следует отметить большое значение опорного бурения для вос- становления истории развития структуры крупных участков осадочной оболочки, в особенности в областях с пологим залеганием слоев (плат- формы). а также в районах моноклинального залегания (например, Северо-Западное Предкавказье), где в разрезах имеется большое коли- чество несогласий, и залегание нижележащих слоев существенно отли- чается от тектоники вышележащих слоев. Таким образом, структурно-морфологические и историко-генетиче- ские исследования в тектонике связаны друг с другом теснейшим обра- зом, и вторые являются необходимым развитием, а также дополнением и подспорьем первых. Историко-генетические концепции позволяют нам при недостаточности непосредственных наблюдений высказывать рабочие гипотезы о структурных связях геологических тел и находить наиболее экономичные пути в изучении геологической структуры и при поисках полезных ископаемых. В данном случае вполне оправды- вается высказывание С. Н. Бубнова (1960) о замене опыта в геологии историей. Третьим направлением в тектонических исследованиях является изучение динамики тектонических процессов (динамическая тектоника) — современных вековых и быстрых движений земной поверхности, землетрясений, а также глубинных тектонических процес- сов, о которых можно судить по неотектоническим, вулканологиче- ским, геофизическим, в частности сейсмологическим и геотермическим данным. Явления динамической тектоники могут изучаться не только в природе, но и экспериментально (экспериментальная тек- тоника). Реконструкция тектонических движений геологического 28
прошлого тесно переплетается с историко-генетическими исследова- ниями. Если основной практический смысл структурно-морфологических и историко-генетических исследований заключается в обеспечении человечества минеральными сырьевыми ресурсами, то исследования в области динамической тектоники служат главным образом целям строительства и охраны человека от стихийных бедствий. Каково же место тектоники среди других геологических дисци- плин? Тектоника в качестве своей методической основы включает струк- турные геологические построения, основанные на исследованиях раз- личными методами разнообразных признаков (свойств) земного вещества и изучении процессов изменения структуры Земли (тектонических движений). Тектоника связана следующими отношениями с отраслями геологи- ческой науки, изучающими специфические свойства вещества и обладающими для этого специальными методиками и аппара- турой: Во-первых, общие принципы структурных статических и историко- генетических построений, разрабатываемые в тектонике, имеют широ- кое поле применения во всех специализированных отраслях геологии при решении вопросов пространственного размещения геологических объектов и их развития во времени. Во-вторых, в тектонических исследованиях строения Земли и исто- рии ее развития или же строения и развития любых участков Земли обязательно используются специализированные (петрографические, биостратиграфические, геохимические, геофизические и т. д.) описания геологических объектов. В-третьих, тектонические исследования, выясняющие общие зако- номерности строения и развития Земли, а также такие вопросы, как соотношение континентов и океанов, происхождение платформенных и геосинклинальных областей, связь магматических проявлений, рудо- носности и метаморфизма с глубинными разломами, связь движений земной коры с глубинными процессами и т. д., создают общую научную основу для развития многих специализированных геологических иссле- дований. Из сказанного можно заключить, что тектоника как отрасль геоло- гической науки служит связующим звеном для других геологических дисциплин, в том числе геофизики и геохимии. С этой точки зрения становится понятным высказывание о тектонике как о «науке, синте- зирующей материал геологических наблюдений» (Белоусов, 1948), как о «философии геологии» (Хайн, 1950) не в смысле мировоззрения, а в смысле общей теоретической основы, как о «фокусе, в котором пере- секаются различные направления геологических исследований» (Б. С. Соколов). Однако в качестве философии или даже логики геологии текто- ника пока не оправдывает себя в методологическом отношении, что наиболее ясно сказывается в неупорядоченности существующей терминологии и системы понятии. 2»
ВОПРОСЫ ТЕРМИНОЛОГИИ. ПОНЯТИЕ О ГЕОЛОГИЧЕСКОЙ СТРУКТУРЕ. ПОРЯДКИ РАЗМЕРОВ ГЕОЛОГИЧЕСКИХ ТЕЛ Многие трудности в тектонических исследованиях связаны с не- удовлетворительным состоянием терминологии. Эти трудности обусло- влены тем, что изучение новых территорий и исследование бурением и геофизическими методами ранее неразведанных глубин обогащает науку принципиально новыми фактами, а это неизбежно ведет к по- явлению новых научных понятий и обозначающих их терминов. Одни и те же явления различными исследователями на основании различных подходов и с учетом различных данных расцениваются по-разному. В результате появляются различные параллельные друг другу системы понятий и связанные с ними системы терминов, разработанные в соот- ветствии с теми или иными тектоническими концепциями (например, системы терминов, применяемые в работах В. В. Белоусова, В.Е.Хайна, В. И. Попова, Л. И. Красного). Особенные трудности возникают при смешении различных «автономных» терминологических систем. Часто один и тот же термин употребляется в совершенно различных значениях. Например, под термином «парагеосинклиналь» Г. Шухерт (Страхов, 1931; Милановский, 1929) понимал современные геосинкли- нали, М. Кэй (1955) вслед за Г. Штилле — прогибы в пределах кратонов (примерно синеклизы, в понимании советских геологов); у В. В. Белоу- сова (1954) этот термин обозначает формы промежуточного типа между платформой и геосинклиналью (син.: полуплатформа, по Д. Г. Сапожни- кову, 1948). Под термином «ось складки» одними авторами понимается осевая плоскость или поверхность (Неймайр, 1904), другими — шарнир складки (Р. и Б. Уиллисы, 1932; Лизе, 1935; Биллингс 1949; Словарь по геологии нефти, 1958), третьи под осью складки понимают линию пересечения осевой поверхности с горизонтальной плоскостью или с поверхностью Земли (Ог, 1914; Богданов, 1954), четвертые — проек- цию шарнира на горизонтальную плоскость или поверхность Земли (Хайн, 1954; Косыгин, 1958). Все эти четыре значения имеют совершенно различный геометрический смысл. Помимо многозначности терминов, широко распространено и обрат- ное явление — множественность терминов с одним и тем же значением. Так, в одном и том же смысле употребляются следующие термины: анте- клиза (Шатский, 1945), свод, сводовое поднятие (Мирчинк и Бакиров, 1958), поднятие (Косыгин, 1958), субгеоантиклиналь (Тетяев, 1938). А. Д. Архангельский и Н. С. Шатский именуют платформу по воз- расту складчатости ее фундамента, а В. В. Белоусов — по возрасту чехла, в связи с этим платформа одного и того же возраста может быть названа различно. Так, Западно-Сибирская плита А. Д. Архангель- ским и Н. С. Шатским относится к эпигерцинской платформе, а В. В. Бе- лоусовым — к мезозойской платформе. Общее количество понятий и обозначающих их терминов быстро растет. В 1930 г. в русской геологической литературе использовалось 400 тектонических терминов, в 1950 г. — 2000, в 1960 г. — 4400. Экстраполяция этих данных позволяет ожидать, что к 1980 г. число терминов достигнет 30 000 (Боровиков, 1967). В связи со сказанным .30
становится очевидным, что упорядочение терминологии является насущ- ной задачей. Если бы недостатки существующей тектонической терминологии были бы связаны только с использованием одного и того же термина в различных смыслах, то для упорядочения терминологии достаточно' было бы достичь договоренности об употреблении терминов. Предпри- нятые в этом направлении попытки до сих пор не были удачными. По-видимому, проблемы совершенствования терминологии значительно сложнее. Чтобы разобраться в этом вопросе, рассмотрим очень кратко соотношения между понятиями и терминами. Понятия, как известно, являются абстракциями, результатом сведения по некоторым сходным признакам множества объектов в классы. Будучи таковыми, понятия лежат в основе всех научных по- строений, в частности классификаций. Термины являются как бы сим- волами понятий, которые должны находиться с ними во взаимоодно- значном соответствии. Понятие представляет собой смысл термина. Так, например, допустим, что термин «синеклиза» мы используем для обозначения крупных, пологих синклинальных форм, характери- зующихся размерами определенного порядка и значительной дли- тельностью развития; этим термином мы называем Московскую сине- клизу, Вилюйскую синеклизу, Тунгусский бассейн, Восточно-Рус- скую впадину, т. е. целый ряд природных объектов, которые путем обобщения объединены по одинаковым свойствам в определенный класс. Понятие об этом классе обозначается в данном случае термином «синеклиза». Естественно, что вместо термина синеклиза можно было условиться использовать любой другой термин. Требование взаимооднозначности можно пояснить примером не- однозначного термина «геоантиклиналь». Согласно автору этого тер- мина Э. Огу — зто развивающееся в процессе осадконакопления линейное поднятие на дне геосинклинального прогиба; оно выделяется по фациям и мощностям осадков. Однако по М. Кэю (1955), — это «относительно стабильная область кратона, разделяющая геосин- клинали»; по А. Ирдли (1954) — «крупная вытянутая антиклинальная складка, которая развивается в геосинклинальных отложениях», а в Словаре по геологии нефти (1958) этим термином обозначается «круп- ное горное тектоническое сооружение в виде складчатой зоны с более древними отложениями в срединной (осевой) части». Нетрудно видеть, что в каждом из цитированных источников термину «геоантиклиналь» приписываются различные значения. Следовательно, если три геолога, вкладывающие различный смысл в этот термин, будут применять его в совместной беседе, они друг друга в полной мере понимать не будут. Поскольку это касается термина «геоантиклиналь», они будут говорить на разных языках, а их дискуссия, несмотря на искрен- нее желание ее участников обсуждать вопрос по существу, сведется к чисто терминологическому спору, как выяснение вопроса о значении термина, приоритете его установления и т. д. Еще большие трудности возникают при использовании много- значного термина для формулировки некоторых понятий, которые определяются через понятия, обозначаемые данным многозначным термином. 31
Например, понятие термина «антиклинорий» Н. А. Штрейс (1947) 'определил как «складчатую форму геоантиклинали». Подставляя в эту формулировку любое из трех последних значений термина «гео- антиклиналь», мы получим геологические нелепости, такие как «склад- чатая форма стабильной области кратона», «складчатая форма анти- клинали», «складчатая форма горного тектонического сооружения в виде складчатой зоны». Становится очевидным, что Н. А. Штрейс в своей формулировке антиклинория подразумевает первое значение термина, данное Э. Огом. Такое же значение имеет термин геоанти- клиналь в понимании Н. С. Шатского (1946). Таким образом, при неоднозначности термина, обозначающего исходное понятие (гео- антиклиналь), термин, обозначающий производное понятие (антикли норий), приобретает по меньшей мере столько же значений, сколько имеет исходный термин. Так, если термин «геоантиклиналь» в геологи- ческой литературе на русском языке имеет семь значений, то термин «антиклинорий» в определении Н. А. Штрейса также может приобре- тать семь значений. Учитывая же, что цитированное определение Н. А. Штрейса является одним из пяти известных на русском языке опреде- лений антиклинория и каждое из этих определений может пониматься в нескольких смыслах в соответствии с многозначностью используемых исходных терминов, становится ясным, что число значений производ- ного термина возрастает, как произведение. По мере конструирования определений все более и более сложных понятий через относительно простые понятия многозначность терминов, обозначающих эти более сложные понятия, будет выражаться астрономическими числами. Язык же, составленный из таких терминов, будет совершенно не при- годен для решения научных задач и проведения научных дис- куссий. Поэтому необходимым требованием при выработке терминологии является достижение взаимооднозначного соответствия между терми- нами и понятиями. Каждый термин должен выражать только одно единственное понятие; каждое понятие должно выражаться одним единственным термином. Имея в виду, что достижение этого требова- ния связано с весьма длительным многолетним процессом совершен- ствования системы понятий, мы в настоящее время вынуждены исполь- зовать существующую терминологию, прибегая к необходимым ого- воркам и разъяснениям. В качестве первых шагов к совершенство- ванию терминологии были предприняты попытки уточнения содержа- ния самых общих или так называемых фундаментальных понятий, на которых строятся более узкие понятия. Одним из таких фундамен- тальных понятий в геотектонике является понятие геологиче- ской (тектонической) структуры. Термин «геологическая (тектоническая) структура» употребляется в двух смыслах. Во-первых, под «геологической (тектонической) струк- турой» (только в единственном числе) понимают строение вообще (на- пример, строение какого-либо района, области, толщи, массива, зем- ной коры, земного шара); во-вторых, под «геологическими структурами» понимаются отдельные тектонические формы или формы залегания горных пород, такие, как антиклинали, синклинали, грабены, сине- клизы, платформы, щиты и т. д. 32
В существующих руководствах по структурной геологии и гео- тектонике рекомендуется применение термина «геологическая (тектони- ческая) структура» или в обоих приведенных смыслах, или только в первом из них. В. Е. Хайн (1964) в своей работе «Общая геотектоника» принимает оба термина «тектоническая структура». Так, структуру земной коры (первый смысл) он определяет как «неравномерное распре- деление в коре горных пород различного состава, происхождения и возраста, различия в условиях залегания в разных пунктах одно- возрастных и одинаковых по происхождению образований, в частности различное гипсометрическое положение и наклон первоначально отло- женных на одном уровне и в горизонтальном (или близком к нему) положении осадочных слоев, а также разнообразные по форме и распре- делению в пространстве внедрения магматических тел в осадочные толщи» (стр. 32). Во втором смысле В. Е. Хайн определяет тектонические структуры как «конкретные, в большей или меньшей степени обособленные друг от друга участки земной коры, отличающиеся от смежных участков определенным сочетанием состава и условий залегания слагающих их пород» (1964. стр. 32). Выделяются тектонические структуры пер- вого (материки и океаны), второго (геосинклинальные области и плат- формы), третьего (геосинклинальные системы, срединные массивы, мегаантиклинории, передовые прогибы, щиты, антеклизы, синеклизы) и низших (так называемые «коровые структуры») порядков. В обоих смыслах термин «геологическая (тектоническая) структура» принимался ранее в книге «Тектоника нефтеносных областей» (Ко- сыгин, 1958). Однако такая двусмысленность термина, поскольку она противоречит требованию однозначного соответствия терминов и понятий в научном языке, по-видимому, должна быть устранена, на что в свое время обращал внимание А. Н. Заварицкий (1947). В единственном смысле, что более приемлемо, понимается струк- тура авторами Геологического словаря (1960), а также в руководствах по структурной геологии Г. Д. Ажгирея и В. В. Белоусова. Г. Д. Аж- гирей (1966, стр. 4) структуру определяет как «совокупность тектони- ческих форм некоторой части земной коры, а также их нарушений, возникших в определенные исторические этапы в результате тектони- ческих движений»; в качестве «главных элементарных структур» он называет слоистую, складчатую, трещинную и разрывную. В. В. Бе- лоусов (1961) не приводит развернутого определения понятия струк- туры, отмечая лишь, что под структурой следует понимать строение того или иного участка земной коры в целом. Определения структуры В. Е. Хаиным (в первом смысле) и г. д. Ажгиреем имеют такие недостатки. В обоих определениях, а в особенности у Г. Д. Ажгирея, струк- тура связывается с генезисом. Г. Д. Ажгирей, например, предлагает к структуре относить нарушенные залегания пород, обязанные преиму- щественно тектоническим движениям; очевидно, здесь мы сталкиваемся с «генетическим порочным кругом», в котором предлагается определять как произошло то или иное нарушение и в зависимости от этого считать или не считать его структурой. Неоднозначность и субъективность 3 Заказ 206. 33
определения генезиса при таком подходе переносится на определения структур. Наряду с рассмотренными «генетическими» определениями струк- туры в геологической литературе можно найти ряд таких определений структуры, в которых учитываются только пространственные соотно- шения. Однако эти определения не раскрывают содержания понятия. Действительно, в таких определениях, как: 1) «любая форма залегания горных пород» (Тетяев, 1934); 2) «пространственная форма залегания горных пород» (Словарь по геологии нефти», 1958); 3) «форма залегания геологических тел» (Косыгин, 1958); 4) «форма залегания пластов, слагающих земную кору» (Словарь по геологии нефти, 1958); 5) «сово- купность тектонических форм участка земной коры, определяемая особенностями его геологического строения» (Геологический словарь, 1955); 6) «геологическое строение местности, показывающее характер залегания и взаимоотношения различных пород» (Барков, 1954), структура определяется через «форму», «совокупность форм» или «строе- ние», т. е. через родовые понятия, которые сами по себе могут совпа- дать с определяемым понятием структуры. Очевидно, что в перечи- сленных шести определениях не соблюдено третье правило определе- ния понятий, согласно которому определения не должны «содержать круга», т. е. не должны замыкаться сами на себя. В связи с этим была предпринята попытка (Косыгин, Воронин, Соловьев, 1964) разработать такое определение понятия геологической структуры, которое бы удовлетворило требованиям логики и не противоречило бы определе- ниям зтого понятия в других науках. В процессе разработки понятия о структуре были рассмотрены еще более общие понятия о геологических границах и геологических телах. По аналогии с теорией упругости были введены понятия о геологических границах 1 рода (резких и отчетливых) и 2 рода (с резким изменением не самих свойств, а их характеристик; такие границы как бы размазаны или же представлены зонами посте- пенных или «нечувствительных» переходов). Было отмечено, что гео- логические границы можно проводить по некоторому фиксированному свойству или совокупности свойств, которые определяют «геологи- ческую природу» границы (например, границы биостратиграфической. петрографической, сейсмологической, плотностной природы); границы с разной геологической природой могут пересекаться. Было введено понятие об особого типа границах — резкостных (в только что приведенном смысле), дизъюнктивных (разрывных) и у с л ов- ны х геологических границах, положение которых не строго фиксировано распределением значений свойств вещества (как в случае неусловных границ), но зависящих от этого распределе- ния, а также от какого-либо принимаемого правила проведения этих границ. Например, поверхность равных значений свойств (например, концентраций) представляет собой условную границу. Наконец, если граница не четко фиксируется распределением значений свойств ве- щества и отсутствует правило проведения такой границы, то она про- водится исследователем по своему усмотрению (например, с учетом характера изменений значений ряда различных, но вполне согласу- ющихся друг с другом признаков, имея в виду задачи исследования), 34
причем им допускается индивидуальная трактовка фактического мате- риала, субъективная оценка значимости тех или иных данных). Такая граница называется произвольной. Участки пространства, ограниченные геологическими границами, представляют собой геологические тела. В соответствии с типами границ можно различать тела неусловные, которые обычно называют естественными геологическими телами (резкостные и дизъ- юнктивные), условные и произвольные. Геологические тела, внутри которых по данной совокупности свойств нельзя провести ни одной неусловной границы, называются простыми т е л а м и, а тела, внутри которых можно провести хотя бы одну такую границу, — сложными. Сложное тело обладает структурой; структура слож- ного тела определяется расположением составляющих его простых тел, охарактеризованных только формой и объемом. Простые тела в данном случае рассматриваются как структурные эле- менты (Косыгин, 1964; Косыгин и Воронин. 1965; Косыгин, Воронин и Борукаев, 1965). В соответствии со сказанным можно говорить о слоистой структуре, складчатой структуре, слоистой сферической структуре (для Земли в целом), блоковой структуре и т. д. В качестве структурных элементов соответственно выступают слои, смятые слои, сферические слои, блоки. Антиклинали и синклинали, поднятия и впадины, моноклинали и флексуры, горсты и грабены не могут быть выделены по веществен- ным признакам в качестве неусловных геологических тел. Действи- тельно, смежные антиклинали и синклинали или же горсты и грабены в пределах одного слоя или даже одной границы напластования могут быть разделены лишь по геометрическому признаку и выделены в ка- честве тектонических форм. Такие дислокации, как эле- ментарный сброс (взброс), для которых не может быть применено понятие объема, будем называть структурными отноше- ниями^ ним следует относить также несогласные залегания. Сбросы и несогласные залегания характеризуют лишь отношения между разделяемыми ими частями геологической (в частности, слоистой) структуры. Остановимся на вопросе выделения геологических тел по порядку размеров. О значении выделения порядков очень ясно было указано еще М. М. Тетяевым, который писал: «. . . в анализе данной структуры недостаточно простое объединение форм различных порядков, так как оно может вследствие смешения различных признаков привести к неправильной характеристике общей структуры. Для этого необходимо прежде всего установить градацию форм, слагающих данную структуру, выявить специфцческпе.черты форм каждого порядка и затем уже произ- вести сопоставление этих различных форм с их специфическими при- знаками и закономерностями» (1941, стр. 59). Действительно, при исследованиях различной детальности приходится иметь дело с телами самых различных размеров. Например, при выяснении закономерно- стей внутреннего строения земного шара или строения земной коры следует выделять тела размером 109—1012 км3 и выяснять их соотно- шения и не обязательно выделять тела размером, скажем, 100—1000 км3; такие тела в данном исследовании будут представлять собой лишь 3* 35
несущественные детали. При исследовании же геологического строе- ния какого-либо сравнительно небольшого района (например, группы соляных куполов, небольшой континентальной мезозойской впадины и т. д.) лучше выделять тела размерами 1—1000 км9. Однако предлагаемые и нашедшие отражение в геологической литературе классификации тел или «структур» по порядкам часто носят субъективный характер и не согласуются друг с другом. Осо- бенно широко применяется выделение «структур» первого, второго и третьего порядков при изучении платформ, причем разными исследо- вателями подразделение на порядки проводится по-своему. Н. С. Шат- ский (1945) к «структурам» первого порядка относил синеклизы и анте- клизы, ко второму порядку — валы, плакантиклинали и купола (локальные «структуры»), к третьему порядку — трещины. А. А. Ба- киров (1951) ко второму порядку относит валы, а к третьему порядку — локальные «структуры». В. А. Клубов (1963) синеклизы и антеклизы относит к надпоряд- ковым, своды и впадины — к первому порядку, разнообразные валы, ступени и т. д. — ко второму порядку, внутри которого различают второй высший и второй низший порядки, «локальные структуры» — к третьему порядку. Особый вариант разделения платформенных складок на порядки был предложен Л. Н. Розановым (1962); к первому порядку им отне- сены обширные своды, впадины, седловины и области склонов плат- формы, имеющие более или менее изометрические очертания и размеры — порядка многих десятков (и сотен) километров в поперечнике; ко второму порядку — узкие протяженные зоны, валы и депрессии; третий порядок включает рифовые массивы, локальные прогибы и ло- кальные поднятия. Позднее среди платформенных структурных форм было предло- жено выделять крупнейшие (надпорядковые) площади 60— 100 тыс. кл2, крупные (I порядка) от 6—10 до 60—100 тыс. кл«2, средние (II порядка) от 200 км2 до 6—10 тыс. км2, мелкие (III порядка) от 3—20 до 200 км2, мельчайшие (IV порядка) от 2—4 до 20 км2 («Основные итоги совещания по классификации плат- форменных структур», 1963). Деление структур на порядки в несколько ином виде дано в работе В. В. Белоусова (1954). Он предложил выделять большие струк- туры (складки, разрывы и магматические тела, выявляемые при картировании), средние структуры (складки и разрывы ам- плитудой в несколько метров, а также трещины и сланцеватость) и малые структуры (ориентированное расположение минералов). Н. М. Синицын (1949) выделил в Фергане складки трех порядков: первый порядок — антиклинории, охватывающие весь стратиграфи- ческий разрез и имеющие размеры вкрест простирания, измеряемые десятками километров; второй порядок — генетически подчиненные крупные антиклинали и синклинали размером несколько километров вкрест простирания с изменением разрезов и фаций в пределах струк- турных форм; третий порядок — остальные складки, обычно приуро- ченные к толщам определенного литологического состава. Н. А. Ни- кифоров (1953) в результате детального изучения тектоники рудных 36
месторождений выделяет еще четвертый, пятый и шестой порядки. Шестой порядок — это самые мелкие гофрировки, обычно менее 1 м, наблюдающиеся в отдельных пластичных прослоях, и мелкие трещины. В приведенных классификациях отсутствуют четкие правила опре- деления размеров тел, составляющих тот или иной порядок. Пользо- вание же генетическими критериями «взаимозависимости», «взаимо- обусловленности» и «последовательности образования» может, естест- венно, носить субъективный характер. Более строго определены порядки размеров «структур» К. Г. Вой- новским-Кригером (1966); он подразделяет складки на мегаструк- туры (поперечник оси от единиц километров и выше), макро- структуры (от единиц метров до единиц километров), мезо- структуры (от единиц сантиметров до единиц метров) и микро- структуры (от микроскопических до единиц сантиметров). К. Г. Войновский-Кригер проследил распределение некоторых типов складок по порядкам размеров или, как он называет, рангам (табл. 1) и пришел к выводу, что «единой классификации для складок всех масштабов быть не может». Действительно, геологические тела, при- надлежащие к определенному порядку (или порядкам), обладают не только пределами размеров, но также особенностями состава, строе- ния и происхождения, отличающими эти геологические тела от тел, принадлежащих к другим порядкам. Следовательно, выделение по- рядков имеет смысл не только для «отсеивания» геологических тел определенной «крупности», но главным образом для выделения таких множеств геологических объектов, которые позволили бы иссле- довать специальные вопросы геологического строения и развития. Таблица 1 Распределение некоторых типов складок по рангам Типы структурных форм Ранги (поперечные размеры структурных форм) мегаструк- туры, еди- ницы — десятки км макрострук- туры, еди- ницы м— единицы км мезострук- туры, еди- ницы СЛ€ — единицы м микрострук- туры, милли- метры — еди- ницы СМ Складки изгиба со скольже- нием Веерообразные складки Диапировые структуры Подобные складки Изоклинальные складки Складки ламинарного тече- ния Плойчатость — Для отбора же объектов исследования в зависимости от его цели и детальности важно иметь систему оценки размеров геологических тел. Размеры геологических тел должны оцениваться относительно какого-либо единого природного масштаба и сводиться в определенные 37
порядки. Естественно, что масштаб и правила определения поряд- ков могут быть различными в зависимости от задач и детальности исследований. Особенно существенным для объединения геологиче- ских исследований различной детальности представляется выбор универсальных масштабов и правил. В качестве одного из возможных вариантов может быть, например, предложен следующий. За масштаб может быть принято самое крупное геологическое тело — планета Земля, объем которой 1012 км3 (точнее 108-1010 к.м3). Если разде- лить все множество геологических тел на порядки таким образом, что линейные размеры тел соседних порядков будут отличаться на один порядок, то их объемные размеры будут отличаться на 103. Тогда можно отнести тела размером 1012—10э км3 к I порядку, 109—10е км3 — ко II порядку, 10®—103 кж3 — к III порядку, 103—10° км3 — к IV порядку. Сравнительно мелкие геологические тела будут иметь пятый (10°—10"3 кж3), шестой (10~3—10~® клг3), седьмой (10-6—10-9 км3), восьмой (10~8—1(Г12 клг3) и девятый (10-12—10-18 км3) порядки. I порядок: земной шар, ядро, оболочка, земная кора, «гранитный» слой, «базальтовый» слой. Размеры такого же порядка имеют астроно- мические тела: Луна, Меркурий, Венера, Марс, Плутон, спутники Юпитера Ио, Европа, Ганимед, Каллисто. II порядок: Срединно-Атлантический хребет (24 млн. км3), чехлы Сибирской и Русской платформ, чехол Западно-Сибирской плиты, фундаменты Сибирской и Русской платформ, крупнейшие батолиты Северной Америки — Берегового хребта, Айдахо, Сьерра-Невада, Байа, Калифорния. Такой же порядок размеров имеют крупные асте- роиды: Церера, Паллада, Веста, Юнона. III порядок: Прикаспийская мезозойская впадина, Вилюйская мезозойская синеклиза, Минусинская впадина, Енисейский кряж (протерозой), соляные массивы-гиганты (Чалкарский, Баскунчак и др.), крупные интрузивные тела (Хибинский и Ловозерский плутоны, Баргузинский гранитоидный плутон, Олекминский анортозитовый плутон, Саянский гранодиоритовый массив, Майнская интрузия пла- гиогранитов, Бушвелдский лополит в Трансваале, лополит Садбери и Онтарио, лополит Дулут в Миннесоте), спутник Марса Фобос. IV порядок: соляные массивы Прикаспийской впадины (Досор, Макат, Байчунас, Пекине), осадочные комплексы мезозойских и кайно- зойских впадин Забайкалья (Гусиноозерской, Тункинской, Баргу- зинской), интрузивные тела Байкальского офиолитового пояса (Да- выренское, Парамское и т. д.), лополит Ситампанди в Южной Индии, Аскизский и другие купола Минусинской впадины, кимберлитовая трубка «Зарница». К этому же порядку размеров принадлежит асте- роид Эрос. V порядок: залежь газа в вогулкинской толще Березовского месторождения (площадь 25,5 км2, этаж 28 м), залежь газа Южно- Алясовского месторождения (площадь 5,9 км2, этаж 54 м), Аризон- ский метеоритный кратер, мелкие кимберлитовые трубки, конус сопоч- ной брекчии одного из грязевых вулканов Азербайджана (Локбатан, Кянизадаг, Утальги и др.). Оценка размеров геологических тел важна не только для выбора соразмерных объемов в соответствии с задачами исследования, но 38
также, по-видимому, для количественных оценок многих геологиче- ских процессов, например скоростей тектонических движений по мощ- ностям отложений и т. д. При многих геологических построениях может оказаться удоб- ным определять размеры геологических тел и структурных форм не по объемам (при известной глубине распространения тела представле- ния о его объеме могут быть лишь гипотетичными; таковы, например, представления об объеме плутонов), а по занимаемым ими площадям. За эталон в данном случае можно принять, например, одну пятую Часть поверхности Земли, т. е. 10s км2. При таком масштабе площади размером более 108 км2 будут принадлежать к I порядку, 108—106 км2— ко II порядку, 10е—104 км2 — к III порядку, К)4 — 103 кл»2 — к IV по- рядку и т. д. К I порядку будет принадлежать, например, Тихоокеанский талассократон, ко II порядку — Русская и Сибирская платформы, Западно-Сибирская плита, Верхояно-Чукотская складчатая область, крупные щиты, такие как Балтийский и Аравийский, к III по- рядку — Колымский, Охотский, Центрально-Французский массивы, Днепровско-Донецкая и Прикаспийская впадины, Кузнецкий бассейн, складчатые системы Альп, Норвежские каледониды, мелкие щиты (Укра- инский), синеклизы и антеклизы, к IV порядку — крупнейшие плу- тоны, а также соляные массивы-гиганты чалкарского типа, платфор- менные валы и т. д. Все о геологии http://geo.web.ru/
ГЛАВА II СЛОИСТАЯ СТРУКТУРА Часто считают, что слоистость определяется поверхностями на- пластования и литологическими разделами, наблюдаемыми в обнаже- ниях или в разрезах скважин. Однако в данной главе речь будет идти не только о слоистой структуре, определяемой по литологическим (петрографическим) и макроскопическим признакам. Уже применение микроскопа позволяет распознавать невидимые простым глазом раз- личия петрографического состава и, таким образом, устанавливать положение разделов и выделять слои, которые не могут быть выделены визуально. И не только по литологическим признакам можно выделять слои. При разведке нефтяных и газовых месторождений по замерам электрического сопротивления р выделяют, например, слои высокого сопротивления, слои низкого сопротивления, реперные горизонты и т. д. Измеряя скорости прохождения упругих волн, мы выделяем слоистую структуру иной (сейсмической) природы с «гранитным», «базальтовым» и другими слоями, названия которых, как теперь точно установлено, чисто условны и не отражают петрографического со- става этих слоев. В равной мере может быть выделена слоистая струк- тура по биостратиграфическим (палеонтологическим) признакам. Это та структура, которую мы можем прочитать на мелкомасштабных геологических картах. Например, на геологической карте Кавказа отделы юрской и меловой систем, представляющие собой крупные слои, выделяются по биостратиграфическим признакам, тогда как литологический состав в пределах этих слоев меняется в весьма широ- ком диапазоне. Из сказанного следует, что слоистая структура может выделяться по различным признакам, т. е. иметь различную природу, и что она может устанавливаться не только визуально, но также путем инстру- ментальных измерений значений некоторых физических свойств гор- ных пород или по каким-то особым признакам этих пород, например, по одинаковому возрасту содержащихся в них органических остатков. Если понимать слоистую структуру в таком обобщенном смысле, то она свойственна земному шару в целом (сферическая слоистая струк- тура), земной коре, осадочной оболочке и отдельным толщам, участву- ющим в ее строении. 40 ---------------------------------------------------------- Все о геологии http://geo.web.ru/
Слоистая структура охватывает огромный диапазон от первого (наиболее мощный слой — мантия мощностью 2700 к.и) до десятого порядка размеров входящих в нее слоев. К одиннадцатому порядку относится микрослоистость (слои толщиною менее миллиметра). Слой и любая совокупность смежных слоев, которая объединена общими значениями каких-либо свойств вещества и, следовательно, может быть также выделена как слой, представляет собой элемент слоистой структуры. Слоистая структура выделяется по физическим, петрографиче- ским (литологическим), биостратиграфическим и другим свойствам. Она связана с гравитационным распределением вещества в геологиче- ском пространстве. Так, формирование слоистой структуры может происходить в результате фазового изменения вещества на глубине, глубинных перемещений (течения) вещества, гравитационной диффе- ренциации вещества при застывании плутонов (например, стратифи- цированность пород Ловозерского плутона, согласно представлениям Н. А. Елисеева, 1941), расплывания вещества на поверхности Земли в виде лавовых и грязевых потоков, осаждения из растворов, распре- деления вещества на поверхности Земли водными и воздушными по- токами и ледниками, расселения организмов и осаждения космиче- ских частиц на поверхности планеты. Слоистая структура (слоистость), создаваемая глубинными изме- нениями и перемещениями вещества в земной коре и мантии, по-ви- димому, может быть в известной степени обратимой, т. е. может от- части корректироваться в связи с изменением гравитационного режима и тогда, когда налицо определенные условия, обеспечивающие под- вижность вещества, позволяющую ему реагировать на эти изменения. Об этом, например, говорит соответствие между неотектоническими движениями и гравитационным полем, свидетельствующее, что совре- менное распределение вещества в глубоких недрах может быть связано с новейшими процессами. Существование слоистых структур «неподвижных» и «подвиж- ных» относительно стратиграфических границ особенно подчер- кивает необходимость использования принципа специализации во всех построениях, касающихся слоистой структуры (корреляция слоев и поверхностей разделов, интерпретация слоев, установлен- ных по одной группе свойств, в качестве тел, охарактеризованных другими свойствами, и т. д.). Подчеркивая гравитационную природу слоистости, укажем на то, что слоистое распределение вещества может иметь в отдельных случаях иное происхождение. Например, сланцеватость, возникающая под влиянием тектонического давления (стресса) и заключающаяся в ориентированном (плоскостном) расположении минеральных зерен, иногда сопровождается инъекциями магмы по трещинам вдоль напра- вления сланцеватости. В таком случае получается слоистая структура, представленная чередованием слоев различного петрографического состава. Сюда же относится слоистость натечных форм, кольца Лизе- ганга и некоторые другие виды слоистости, обусловленные особен- ностями кристаллизации магматических расплавов и вещества гидро- термальных растворов. 41
Выделение и описание слоистой структуры Земли является глав- ной задачей тектоники, так как, во-первых, только путем изучения слоистой структуры можно установить последовательность событий, определяющих развитие структуры осадочной оболочки, во-вторых, потому, что вся совокупность тектонических дислокаций может быть представлена как усложнение слоистой структуры. Поэтому, приступая к описанию и исследованию тектонических дислокаций, структуры осадочной оболочки Земли и изложению основывающихся на этих исследованиях представлений о тектонических движениях и их причи- нах, мы должны с достаточной подробностью рассмотреть слоистую структуру в различных ее аспектах. ОСАДОЧНАЯ ОБОЛОЧКА. ОСОБЕННОСТИ ЕЕ СЛОИСТОЙ СТРУКТУРЫ Слоистость, создаваемая за счет распределения вещества на по- верхности Земли, зафиксирована в осадочной оболочке, т. е. во внешней оболочке земного шара, в пределах которой по тем или иным признакам можно распознать слои, ранее сформировавшиеся на поверхности Земли. Осадочная оболочка в принятом здесь смысле состоит из пород различного происхождения, т. е. осадочных, извер- женных и метаморфических. В осадочной оболочке запечатлены опре- деленные геологические события в их исторической последователь- ности. Изучая пространственные взаимоотношения слоев на основе известного в стратиграфии «закона последовательности напластования», можно судить о последовательности геологи- ческих событий. Поэтому исследование слоистых тел и структур именно осадочной оболочки лежит в основе как изучения истории земной поверхности, так и геологической истории вообще. Термин «осадочная оболочка» ранее применялся в ином смысле, а именно как оболочка, создающаяся в результате перемещения и отло- жения продуктов выветривания горных пород (Варсанофьева, 1945). Такой же, в общем, смысл вкладывали Э. Зюсс и В. И. Вернадский (1965) в термин «стратисфера». В частности, В. И. Вернадский под стратисферой понимал оболочку осадочных, главным образом морских, биогенных и терригенных пород, не охватывающую всю планету. Автор считает, что в принимаемом им существенно ином смысле термин «осадочная оболочка» несколько неудобен, поскольку он ас- социируется с осадочными породами и осадочными толщами, что может вызвать смешение понятий. Поэтому пока он рассматривается как временный. Может быть удобнее говорить о гипергенной оболочке. Но дело не в термине. Дело в том, что введение этого понятия и строгое его отграничение от понятия земной коры в соответствии с принципом специализации представляется совершенно необходимым. Значение изучения слоистости осадочной оболочки Земли в текто- нических исследованиях подчеркивается тем, что со структурами, возникшими в результате деформации слоистой структуры осадочной оболочки, связаны разнообразные тектонические формы, такие как складки, грабены и горсты, флексуры и т. д. 42
Слои осадочной оболочки, сформировавшиеся последовательно на поверхности Земли, могут быть выделены по петрографическим и био- стратиграфическим признакам. Последние рассматриваются как наи- более существенные при описании осадочной оболочки с целью выделе- ния в ней последовательно формировавшихся слоев. Такие свойства, как химические, физические, насыщение флюидами и т. д., могут быть распределены в осадочной оболочке в соответствии с законом последовательности напластования (если распределение их наблюдае- мых значений, в конечном счете, обусловлено самим распределением и перераспределением вещества на поверхности Земли), а также и не в соответствии с этим законом (если распределение их наблюдаемых значений обусловлено последующими процессами). СЛОЙ и слоистость В ОСАДОЧНОЙ ОБОЛОЧКЕ В геологической литературе известно большое количество опре- делений понятия слоя, выделяемого по петрографическим признакам в осадочной оболочке. Г. Д. Ажгирей (1956) слоем называет, например, геологическое тело плитообразной или близкой к плитообразной формы, сложенное породами определенного состава и ограниченное двумя более или менее четкими поверхностями, отделяющими его от подстилающего и налегающего (покрывающего) слоя. По Д. В. Наливкину (1955), слой — подразделение осадочных отложений, ограниченное сверху и снизу ясной поверхностью, т. е. поверхностью напластования. Литологический состав слоя по прости- ранию может изменяться: на небольших площадях, реже на значитель- ных, слой сохраняет однородный состав. По Н. Б. Вассоевичу (1950), слой — первичнообособленная в раз- резе пластообразная порода (осадок), независимо от того, как она ведет себя за пределами данного разреза. В определении В. В. Белоусова (1961, стр. 8) вводятся ограниче- ния размеров (мощность) слоя. Им «под слоем или пластом понимается образованное какой-либо осадочной породой тело, имеющее значитель- ную горизонтальную протяженность и относительно малые вертикаль- ные размеры (толщину или мощность). Толщина (мощность) слоя бывает от нескольких сантиметров до нескольких метров, тогда как в горизонтальных направлениях слой может быть прослежен на сотни метров, на километры и даже больше». В некоторых определениях введено требование одновозрастности. Так, Ю. А. Жемчужников (1953) под слоем понимает «геологическое тело плоской формы, сложенное на всем протяжении одновозрастными осадочными породами и ограниченное двумя разновозрастными по- верхностями осаждения, обособляющими его по каким-либо признакам от смежных». Данное определение не совсем удобно, так как, следуя ему, слой нельзя выделять по признакам вещества. Во многих случаях в качестве синонима слоя употребляется тер- мин «пласт». Однако иногда ему придается самостоятельное значение. Так, например, Н. Б. Вассоевич (1949, 1950, 1951) под пластом 43
понимает слой или небольшую группу слоев, выделяемую по какому-либо существенному признаку (например, по наличию полезного ископае- мого — каменного угля и т. д.) из смежных слоев. Д. В. Наливкин (1955) под пластом понимает слой «однородный на всем протяжении, чаще всего сложенный полезным ископаемым, например пласт угля, пласт каменной соли, пласт бурого железняка». Понятие слоистость в обычно приводимых в геологической литературе определениях также относится лишь к осадочной оболочке. Так, по Н. Б. Вассоевичу (1950), под слоистостью понимается совокупность таких первичных форм захоронения продуктов осадоч- ной рассортировки, которые характеризуются ориентацией отдельных частиц осадка либо их обособившихся совокупностей более или менее параллельно субстрату (дну) или друг другу. К слоистости принадле- жат также все проявления первичной литологической изменчивости отложений по разрезу независимо от того, как ведут себя по простира- нию возникающие при этом текстурные элементы, лишь бы они имели плоскую форму и малую относительную толщину. М. С. Швецов (1948) указывает, что под слоистостью понимают два разных явления: а) смену материала, б) наличие плоскостей разделения. М. С. Швецов предлагает под слоистостью понимать только смену материала, а тело, ограниченное плоскостями разделения, выделять как пластовую отдельность. Одним из примеров слоя, выделяемого по петрографическим (лито- логическим) признакам, является свита в определении Д. Л. Степа- Рис. 1. Несоответствие слоев, выделяемых по литологическим и палеонтологическим признакам в юрских отложениях Западной Сибири. По Л. Я. Трушковой (1967) 1 — аргиллиты; 2 — песчаники; з — местонахождение фауны келловея (cl), Оксфорда (ох), кимериджа (km), волжского яруса (vlg) и валанжина (vln); 4 — интервал распространения фауны по разным скважинам 44
нова (1958). Д. Л. Степанов считает, что «характеристика свойств должна обязательно включать соответствующие палеонтологические данные. Однако при выделении свит и проведении границ между ними на первое место выдвигаются литологические, а не палеонтологические признаки. Это допускает выделение свит в толще отложений, не содер- жащих ископаемых остатков организмов». Примером слоя, выделяемого по палеонтологическим признакам, является биостратиграфическая зона, т. е. «отложе- ния, охарактеризованные определенным комплексом ископаемых орга- низмов, который является руководящим для данной биостратиграфи- ческой зоны и не повторяется в подстилающих и покрывающих ее отложениях» (Степанов, 1958, стр. 47). Биостратиграфические зоны (биозоны, э п и б о л и) могут устанавливаться по различным биостратиграфическим признакам, т. е. по различным комплексам ископаемых. Можно в связи с этим различать фаунистические и флористические зоны, а также политаксон- н ы е зоны, устанавливаемые по совокупности видов, относящихся к различным систематическим группам организмов, и монотаксон- н ы е зоны, устанавливаемые по одной систематической группе (Степанов, 1958), а также видовые и родовые зоны. Био- стратиграфические зоны, устанавливаемые по разным признакам, могут частично перекрывать друг друга, а совокупность биострати- графических зон, установленных по одному и тому же признаку, может не заполнять целиком всего рассматриваемого геологического пространства ввиду наличия «немых» участков. На эти обстоятельства указывает Д. Л. Степанов (1958), приводя соответствующие примеры. Так, в Пенсильвании (Северная Америка) выделяются по фузулинидам четыре родовые зоны — Millerella, Fusulinella, Fusulina и Triticites, частично перекрывающие друг друга. Широко известны случаи пересечения литостратиграфических и биостратиграфических границ, что отмечалось еще Н. А. Головкин- ским (1868—1869). Наглядным примером такого пересечения служит соотношение литостратиграфических и биостратиграфических границ в юре Западной Сибири (рис. 1). Рис. 2. Случаи пересечения слоев 1—2 границы слоя (7 —выде- ляемого по первому признаку; 2 — выделяемого по второму признаку); з — области пере- сечения слоев 45
Резюмируя сказанное, отметим, что в нашем представлении под слоем следует понимать геологическое тело, горизонтальная протяжен- ность которого значительно превышает его толщину. Для внесения в определение слоя некоторой количественной определенности можно принять, что отношение протяженности слоя к его толщине не должно быть меньше пяти. Слои могут принадлежать к широкому диапазону порядков раз- меров, по крайней мере, от первого до десятого. Слои выделяются по какому-либо вещественному признаку или по некоторой опреде- ленной их совокупности. Они могут быть выделены, в частности, по петрографическим (минеральный состав, петрографическая структура, цвет и т. д.), биостратиграфическим (фузулиниды, кораллы, флора и т. д.), а также физическим (плотность, электропроводность, упругие свойства) признакам. Слои, выделенные по различным признакам, могут как совпадать, так и не совпадать друг с другом. В том случае, если существуют участки, принадлежащие как одному, так и другому слою, можно говорить о пересечении слоев (рис. 2). СЛОИ, ВЫДЕЛЯЕМЫЕ В ОСАДОЧНОЙ ОБОЛОЧКЕ ПО ПЕТРОГРАФИЧЕСКИМ ПРИЗНАКАМ. ИХ ГРАНИЦЫ Верхняя и нижняя границы слоя называются границами напласто- вания или соответственно кровлей и подошвой. Имея в виду закон последовательности напластования, следует условиться называть по- дошвой слоя ту поверхность напластования, которая первоначально ограничивала его снизу, вне зависимости от того — верхней или ниж- ней его границей она является в современной структуре. Кровлей же слоя должна называться его первоначальная верхняя граница. Существуют, кроме того, латеральные границы слоя, к которым относятся линии выклинивания, представля- ющие собой линии схождения кровли и подошвы, зоны выклинивания, зоны постепенного перехода данного слоя в слой с иным вещественным составом, и секущие границы, ограничивающие слой в латераль- ном направлении и расположенные под углом к его кровле и подошве. Форма слоя может существенно отличаться от формы плоско- параллельной пластины: в латеральных направлениях помимо измене- ния мощностей слоев могут происходить их выклинивания, расщепле- ния, смятия, разрывы и т. д. Протяженность слоя может быть различ- ной. Слой, выклинивающийся во всех направлениях при небольшой общей протяженности, часто называют линзовидным. Известны слои, обладающие значительной протяженностью в одном направлении, а в поперечном направлении быстро выклинивающиеся; к таким слоям относятся, в частности, так называемые шнурковые и рукаво- образные залежи (Губкин, 1913). П. Д. Крынин (Krynine, 1948) по отношению ширины (Ь) слоя в горизонтальном направлении к его мощности (ш) предложил выделять бланкеты (— >> 1000), таблитчатые тела (1000 >> 50), призматичес- кие тела (50 > > 5) и ш н у р к о в ы е залежи (-^- < 5). 46
Нровля и подошва слоя должны выделяться в соответствии с пра- вилами выделения геологических границ первого и второго родов. По М. С. Швецову (1948), например, слоистость (разделение на слои) может выражаться: 1) сменой вещественного или минерального со- става слоя, которая может быть различной, т. е. ясной и резкой, ясной, но не резкой, или же незаметной, и 2) сменой структуры или текстуры слоя. Н. Б. Вассоевич (1951) для флишевых толщ разделы, обусловленные сменой состава, называет скачками превра- щения, в отличие от скачков обращения, связанных с переменой знака осадочной рассортировки — сменой трансгрессив- ной последовательности выпадения осадков — регрессивной последо- вательностью, и скачков возврата, связанных со сменой регрессивной последовательности трансгрессивной. Скачки превраще- ния и скачки возврата всегда соответствуют геологическим границам слоя; что касается скачков обращения, то перемена знака изменений значений свойств, следуя определениям, данным в главе I, не дает еще основания для проведения границ геологической толщи или слоя. Уточним понятие структуры слоя. Простой слой, в котором по принятым при его выделении свойствам нельзя провести ни одной резкостной геологической границы, структурой не обладает. Любой сложный слой, в котором могут быть проведены границы, подразде- ляющие его на ряд подчиненных слоев, обладает слоистой структурой. Если М. С. Швецов под «структурой слоя» понимает структуру породы, образующей слой — псефитовую, псаммитовую, пелитовую и смешан- ною для обломочных пород, идиоморфную, аллотриоморфную и другие для хемогенных пород, то в случае, когда речь идет о геологической структуре, структура породы, образующей геологическое тело, выступает как одно из петрографических свойств вещества. Однако в ряде случаев структура (или так называемая текстура, под которой понимают некоторый компонент структуры, обусловленный расположением зерен или кристаллов, но не их размерами и формой) породы как бы согласована с геологической слоистой структурой, причем составные элементы породы ориентированы параллельно слои- стости. Это свидетельствует о том, что не только слой, но и образу- ющая его горная порода формировались под эффективным воздействием гравитационного поля Земли. Такую согласованную внутреннюю сингенетическую текстуру отдельной породы, обязанную структурным особенностям ее составных элементов, их уплощенности и одновре- менно их ориентировке, Н. Б. Вассоевич (1950) называет с л о е в а- т о с т ь ю, различая горизонтальную и наклонную слоеватость. Смена состава, характеризуемая М. С. Швецовым как «ясная и резкая» и «ясная и нерезкая», соответственно отвечает тому, что определено как границы первого и второго родов (Косыгин, Воронин, Соловьев, 1964). «Незаметная» смена состава вообще геологической границе не отвечает, она связана с постепенным изменением свойств вещества внутри простого тела — слоя. Постепенные изменения свой- ства могут быть ритмичными и представлять собой как бы внутреннюю слоистость простого тела, именуемую часто полосчатостью. Такая внутренняя слоистость отвечает маятниковой слои- стости А. М. Кузьмина (1950) и слойчатости, или 47
субстратификации, Н. Б. Вассоевича. «Слойки», составляющие слойчатость, могут быть выделены как условные геологические тела внутри слоя. По Л. Н. Ботвинкиной (1962, 1965), смежные слойки сходны и многократно повторяются или образуют сходные группы (пары, пачки, ленты); мощность слойков может быть от долей миллиметра до санти- метра; слоек не может состоять из других слоевых единиц — он всегда низшая единица слоистости и его внутренняя структура может быть выражена только в ориентировке частиц. А. М. Кузьмин, рассматривая внутреннюю структуру слоя, под- разделяет типичный слой терригенных толщ на три ингредиента (а, Ь, с). Нижний ингредиент «а» любого слоя слагается относительно крупными частицами, верхний ингредиент «с» — относительно мелкими, а ингредиент «Ь>> «. . . всегда несет черты то ингредиента «а», то ингре- диента «с» и часто характеризуется ясно заметными следами непостоян- ства состава и распределения материала». Строение слоя, таким обра- зом, асимметрично, а контакт ингредиента «а» с ингредиентом «с» нижележащего слоя резок. В виде исключения указывается возмож- ность постепенного перехода между слоями (так называемая «маятни- ковая слоистость»). Тонкая полосчатость слоев, развивающаяся глав- ным образом в ингредиенте «Ь», но также и в других ингредиентах слоя, по А. М. Кузьмину, асимметрична и характеризуется погрубением и посветлением материала в основании каждой полоски породы (мик- рослоя). Слоистость выражается не только горизонтальным плоско-парал- лельным расположением слоев и разделов между ними (горизонталь- ная слоистость); разделы между прослоями могут располагаться на- клонно (косо) по отношению к более крупному вмещающему слою (косая слоистость) или образовывать волнистые изгибы (волнистая слоистость). Такие наклоны и изгибы прослоев образуются при осажде- нии осадков и не связаны с тектоническими движениями, хотя могут напоминать миниатюрные складки и моноклинали. Характер (род) границ слоя, форма слоя, а также закономерность распределения материала внутри слоя (слоеватость, слойчатость, полосчатость и т. д.) должны учитываться при выделении и описании слоев осадочной оболочки по петрографическим признакам. СЛОЖНЫЕ СЛОИ, ПОСЛЕДОВАТЕЛЬНОСТЬ СЛОЕВ [Несколько последовательно расположенных простых слоев могут быть по общим признакам объединены в сложный слой (слож- ное тело). Выделенные таким образом сложные слои могут быть объеди- нены в сложные слои большего объема и т. д. В результате такого последовательного объединения слоев может быть построена иерар- хия слоев. Положение слоя в иерархии слоев представляет его ранг. В литостратиграфической иерархии слоев «серия» представляет слой высшего ранга; следующие более низкие ранги будут соответ- ствовать «свите», «пачке», «горизонту» и «слоям». Близкую иерархию слоев предложил еще в 1950 г. Б. М. Келлер. 48
Иные иерархии слоев, выделяемых по литологическим свойствам (литостра- тпграфические единицы), предлагались А. Н. Криштофовичем (1945) (эпейроли- тема, эврилитема, комплекс, синклез, свита, подсвита, звено), Н. Б. Вассоевичем (комплекс, подкомплекс, серия, подсерия, толща, свита, подсвпта, ступень, пачка, пласт и др.). Сказанное касается соотношений слоев в осадочной оболочке. В стратифи- цированных породах плутонов, в частности Ловозерского, выделяются зоны, характеризующиеся определенным петрографическим составом, и объединяющие их с е р и и, т. е. интервалы пород, характеризующиеся наличием двух зон (верх- ней и нижней), ритмически повторяющихся в определенной последовательности (Атаманов, Лучев, Фейгин, 1961). Периодическое повторение в разрезе определенной и ограниченной последова- тельности слоев различного литологического состава носит название ритмич- ности (Хайн, 1954), или цикличности. Ритмичность, устанавливаемая по изменениям литологического состава, сопровождается ритмичным же измене- нием минералогического состава. Так, в мощной (6—8 км) неогеновой молассовой толще Таджикской депрессии выделяются ритмы мощностью от нескольких метров до десятков метров, причем грубообломочные или песчаные породы основания кверху сменяются алевролитовыми и глинистыми. Одновременно меняется минера- логический состав: в пределах ритма кверху увеличивается содержание полевых шпатов, хлорита и слюд и уменьшается содержание кварца и тяжелых минералов (Шванов, 1964). Понятия ритмичности и цикличности можно распространять и на слои, выделяемые по химическим (в соленосных толщах), физическим (слои разного элек- трического сопротивления) и другим свойствам. В. Е. Хайн подробно описывает ритмичность осадочных толщ нефтеносных областей Кавказа, Эмбы, Ферганы, а также угленосных свит. Им предложена классификация ритмичности различных порядков. Эта классификация начинается с мелких ритмов высших порядков — климаритмы, т. е. климатические ритмы 1-годичные, 11-летние и т. д., предста- вленные, например, в ленточных глинах и соответствующие, в частности, тексту- рам пород, названных Л. Н. Ботвинкиной (1966) ритмитами. Затем идут ритмы тектонического происхождения (текторитмы); низшим ритмом этой катего- рии является микроритм (или простой многослой) с мощностью, измеряемой деци- метрами, и продолжительностью отложения 500—1000 лет; далее следует макро- ритм мощностью в десятки метров и продолжительностью отложения в десятки тысяч лет; потом цикл, мезоцикл, макроцикл и мегацикл, приблизительно соответ- ствующие по объему зоне, ярусу, системе и группе принятого стратиграфического подразделения. Другие исследователи, занимающиеся ритмичностью (цикличностью), поль- зуются собственной терминологией. Например, В. И. Марченко (1967) для неоком- ских отложений Копет-Дага говорит о м е з о р и т м е, примерно соответствующем макроритму В. Е. Хайна, и макроритме, соответствующем его циклу или мезо- циклу. В угленосной формации карбона Минусинской впадины (Слатвинская и Береснева, 1966) выделяются элементарные циклы, примерно соответ- ствующие макроритму В. Е. Хайна, за которыми следуют в порядке возрастания размеров мезоциклы, макроциклы, мегациклы, циклы V и VI порядков. В работе В. Е. Хайна (1964 г.) мегацикл соответствует уже не стратиграфической группе, как в 1954 г., а надгруппе, цикл — не стратиграфической зоне, а группе, а вместо термина макроцикл, соответствующего по объему системе, введен термин с у б - цикл. Из сказанного ясно, что необходима унификация терминологии по ритмич- ности и цикличности. В мезозое и палеогене Западно-Сибирской низменности выделены циклы, отвечающие продолжительности 19,4 млн. лет и определенные по графикам встре- чаемости сейсмических границ, построенным на основании обработки 6500 границ на 65 участках (Бенько, Еханин, Жданова, Миталев, 1965). Основные причины периодичности (ритмичности) образования слоев высоких порядков в осадочной оболочке Ю. А. Жемчужников (1963) связывает с космиче- скими причинами, а именно: с сезонными циклами (ленточные глины, соленосные толщи п т. д.), с периодичностью интенсивности инсоляции и солнечного магне- тизма (11-летний цикл), со смещениями эксцентриситета и другими при- чинами (цикл 21 630 лет, определенный для мергелей Грин-Ривер, циклы 4 Заказ 206. 49
19 560 лет, 23 000 лет и 18 500 лет, определенные для нижнего карбона Тю- рингии). Ленточную слоистость угленосных толщ В. В. Коперина (1949) связывает с се- зонными изменениями режима осадконакопления в условиях замкнутых спокой- ных озерных водоемов. П. Л. Безруков (1957) наблюдавшуюся им в современных осадках глубоковод- ных океанических впадин ритмичную микрослоистость, заключающуюся в пере- слаивании глинистых илов и пирокластического материала, связывает с периодич- ностью подводных землетрясений и вулканических извержений; слоистость же, обусловленную переслаиванием илов., окрашенных закисными и окисными соедине- ниями железа и марганца, он связывает с диагенетическими процессами. Представляет интерес и изучение внутренней структуры циклов (ритмов). Принципы выделения циклов наиболее полно разработаны на примере угленосных толщ Донбасса (Жемчужников, Яблоков и др., 1959). В качестве элементов цикла были названы его регрессивная (связанная с отступанием моря), транс- грессивная и центральная части. Для угленосной формации Мину- синской впадины характерна периодическая смена аллювиальных ( юнование цикла) и озерных отложений. На основании анализа разреза введено понятие степени асимметричности цикла; под этим подразумевается числовое отноше- ние одной части (по составу) цикла к другой (Слатвинская и Береснева, 1966). На Копет-Даге в толщах морского происхождения среди ритмов мощностью 5—30 м различаются монофациальные (породы отложились в одной обстановке, например прибрежно-морской), бифациальные и полифацпалъ- н ы е ритмы; последние связываются с наибольшими амплитудами вертикаль- ных тектонических движений (Марченко, 1967) — рис. 3. Новейшие исследования позволяют не только значительно расширить «сферу влияния» климатических ритмов по сравнению с приведенной классификацией, но и связать их происхождение с космическими причинами. Так, основываясь на определениях абсолютного возраста и данных о колебаниях солнечной радиации (гипотеза Кёппена — Миланковича), В. А. Зубаков (1966) устанавливает для плей- стоцена климатические ритмы, называемые звеньями, продолжительностью по 360—380 тыс. лет. Интересно, что в разрезе всех трех отделов Джезказганского карбона Средняя продолжительность седиментационных циклов определена И. П. Дружининым (1966) в 400 тыс. лет. Такую же цифру он сообщает для угле- носных толщ пенсильванского возраста в Иллинойсе, ссылаясь на данные Дж. М. Уэллера. В терминах В. Е. Хайна цикл отличается от ритма лишь рангом. Однако Л. Н. Ботвинкина (1965) предлагает различать понятия ритма и цикла по существу, указывая, что ритм означает простую повторяемость небольшого количества сход- ных элементов (ритм в музыке, ритм пульса), а цикл — этап развития, причем смежные циклы, хотя и сходны между собой, но не тождественны (цикл производ- ства, цикл лекций). Под ритмом Л. Н. Ботвинкина подразумевает относи- тельно просто построенный ряд отложений, идущих друг за другом в определенной последовательности, которая неоднократно повторяется. «Ритм является элемен- тарной стратификационной единицей, возникающей в результате периодичности осадконакопления низшего порядка. Образование ритмов определяется главным Рис. 3. Вероятные амплитуды верти- кальных тектониче- ских движений, опре- деленных для моно- фациальных (А), би- фациальных (Б) и полифациальных (В) ритмов. По В.И.Мар- ченко (1957) 50
образом процессами, непосредственно связанными С самой седиментацией и завися- щими от ее механизма, а также от сезонных, климатических и другпх периодиче- ских изменений условий образования осадка » (Ботвинкина, 1965, стр. 15). Ц и к л— комплекс отложений, связанных определенной направленностью изменения. «Циклы повторяются в разрезе, но не однотипно, а лишь более или менее сходно, отражая эволюцию развития данного района на фоне цикличности следующих порядков (стр. 15): Л. Н.- Ботвинкина различает прерывистую (скачко- образную) ритмичность, возникающую тогда, когда на границе ритмов происходит резкое изменение составляющих его элементов, инепрерывную (маятнико- вую) ритмичность. Группирование слоев в сложные слои, установление иерархий и рангов слоев позволяет находить такие элементы слоистой структуры, которые отвечали бы масштабу тектонического исследования. На- пример, при изучении строения нефтяной залежи, составлении ее карт и разрезов часто имеет значение выделение слоев мощностью в несколько сантиметров или дециметров. При решении же вопросов, связанных с тектоникой обширных областей, например платформ, принимаются во внимание только слои высших рангов, например с мощностями, измеряемыми сотнями метров. Группирование слоев в ритмы и циклы не только представляет собой один из способов пере- хода к слоям высших рангов, но также является средством исследова- ния периодических процессов, влияющих на осадконакопление и слое- образование. УСЛОВИЯ ВОЗНИКНОВЕНИЯ слоистости ПРИ ОСАДКОНАКОПЛЕНИИ Наблюдения над образованием осадочных слоев в современных водоемах и экспериментальных установках и истолкование в связи с этим некоторых признаков вещества слоя и его структуры позволяют выработать представления об условиях формирования слоев в геологи- ческом прошлом. Л. Н. Ботвинкиной (1962, 1965) указываются следующие основные факторы седиментации, обусловливающие слоистость: 1) сортировка осадка при его выпадении, регулируемая, в частности, сезонными изменениями, создающими слойчатость; 2) перераспределение выпав- шего осадка течениями и волнами, создающими косую и волнистую слоистость; 3) перераспределение компонентов осадка при диагенезе, создающем диагенетическую и седиментационно- диагенетическую (вторичную) слоистость; 4) на- растание на дне живых организмов, создающее биогенную слоистость; 5) пульсационная подача в осадок внешнего мате- риала (например, вулканогенного). А. М. Кузьмин (1950) считает, что полосчатость слоев свидетель- ствует о непрерывном, весьма медленном перемещении поверхности наслоения вверх в процессе образования слоя. Интересные наблюде- ния над стелющимися кораллами позволили ему прийти к выводу о непрерывно-прерывистом характере процесса формирования слоя. «Изучение соотношений между колонией кораллов и отлагаемым материалом, погребающим коралловую постройку, — пишет А.М. Кузьмин, — показывает, что между развивающейся колонией корал- 4* 51
лов и отлагающимися осадками имеет место непрерывная борьба. Последняя заключается в том, что в результате формирования слоя путем накопления известкового песка и шлама происходит погребение кораллов. Однако отдельные ветви кораллов быстро нарастают, спасая свои колонии от смерти. В случае временного перерыва в отложении осадков кораллы охотно ветвятся и их отдельные кораллиты быстро разрастаются и преимущественно стелются по поверхности дна. Но как только начинается обильный принос течениями карбонатного песка и засыпание ветвей кораллов, последние сейчас же дают ветви кверху, спасаясь от надвигающейся на них гибели» (рис. 4). О непрерывности или прерывистости (остановках в отложении материала) формирования слоев судят также по распространению в слое ходов роющих организмов. При непрерывном медленном отло- жении осадки могут быть пронизаны ходами насквозь, а при преры- вистом быстром накоплении осадка ходы наблюдаются только в соот- ветствующей замедлению или приостановке процесса осадконакопле- ния верхней части слоя (Эриксон и др., 1957). М. В. Рац (1962) различает ахроногенные прослои, или осадки (образовавшиеся мгновенно, например, первые элементы ритмов флиша, пирокласты) и хроногенные (образовывавшиеся дли- тельно). Исследование признаков, указывающих на условия образования слоев, позволяет использовать наблюдения над характером слоистости для восстановления палеогеографической обстановки формирования слоев, состояния среды отложения, знака и относительной скорости движения земной поверхности во время их формирования и т. д. ФАЦИИ. ГЕНЕТИЧЕСКИЕ ХАРАКТЕРИСТИКИ Когда речь идет о фациях, принято ссылаться на основоположника этого термина А. Гресли, который в 1838 г. назвал фациями или отли- чиями отложений изменения петрографических и литологических признаков, испытываемые слоем на его горизонтальном протяжении, т. е. в латеральном направлении. С этого времени содержание понятия, обозначаемого термином «фация», претерпело значительные измене- ния. Напомним, что до А. Гресли, если не считать отдельных высказы- ваний (например, А. Броньяр), литологические и петрографические особенности слоя рассматривались как неизменные на всем его протя- Рис. 4. Стелющие- ся кораллы как свидетели непре- рывно-прерыви- стого характера отложений осадка во время формиро- вания слоя. По о___lOcM А. М. Кузьмину ____ (1950) 52
жении. Отличие разных слоев не вызывало сомнений, но отличия в пределах именно одного слоя являлось тем новым, на что указал А. Гресли. Затем выяснилось, что одни и те же фации встречаются на различных стратиграфических уровнях и можно говорить о смене фаций также в вертикальном направлении (Э. Ог). Таким образом, фации можно выделять не только в пределах одного слоя. Под фациальными признаками понимаются признаки вещества — петрографические, биостратиграфические, химические и т. д., опре- деляющие условия отложения и диагенеза осадков. Понятие это в такой формулировке применяется к осадочной толще, но его можно расши- рить, понимая под фацией совокупность признаков вещества, опреде- ляющих его генезис. Под фацией (для осадочных пород) понимается также совокупность физико-географических условий (обстановки) отло- жения и диагенеза осадков. В отношении изверженных пород можно «клука w. хтагаби£.с.а.1гъкых. фациях. По отношению адаталлорфическим породам можно говорить об амфиболитовой, эпи- /рггх-гшфиболитовой, эклогитовой и других фациях (Добрецов, Ревер- датто, В. Соболев, Н. Соболев, Ушакова, Хлестов, 1966), соответству- ющих тем или иным термодинамическим условиям протекания про- цесса метаморфизма. Таким образом, в обобщенном смысле фацией обозначаются усло- вия (обстановка) образования вещества (осадочного, магматического, метаморфического) и совокупность признаков, определяющих эти усло- вия. При необходимости уточнения, о чем именно идет речь, можно говорить о фациальных признаках и фациаль- ных условиях. Введение в геологию обобщенного понятия о фации представляется необходимым в интересах создания общего языка для специалистов, работающих в области осадочных, изверженных и метаморфических пород. В геологической литературе встречается и иное значение термина «фация». Так, весьма часто под фацией понимается горная порода или совокупность горных пород определенного типа (вещественная ассоциация). Весьма сложным представляется определение фации, данное В. Е. Хаиным (1954, стр. 101). Фация, по В. Е. Хайну, — «отражение физико-географических (гидро- или аэродинамических, геохимических, климатических и др.) и геотектонических условий образования осадка, а также предыстории его компонентов в составе и других особенностей возникшей из этого осадка породы». Если следовать этому определению, то весьма затруднительно будет назвать такую фацию, поскольку в названии должны быть отражены не только условия образования осадка, но и предыстория его компонентов — характеристика обла- стей сноса, обстановка переноса терригенных частиц, происхождение цемента, солей (включая химическую обстановку их формирования и переноса в растворах) и, наконец, по-видимому, происхождение фауны, из остатков которой может порода состоять. В таком расширен- ном понимании понятие «фация» должно отражать всю историю разви- тия Земли, поскольку вся история развития Земли так или иначе отра- жается в рассматриваемой породе. В данном случае понятие «фация» 53
совершенно расплывается, теряет определенность и, следовательно, становится ненужным, а перед фациальным анализом, если рассуждать с этой точки зрения, логически должны ставиться задачи фантастиче- ского масштаба, практически трудно разрешимые. Фации могут обладать областями распространения, которые удобно называть фациальными зонами, имея в виду, в общем, то, что Н. С. Шатский (1955, стр. 56) называл «генетическими или литологическими отложениями или комплексами». В соответствии с данным определением по отношению к осадочным породам можно говорить о фациях в палеогеографическом смысле — морских, континентальных, лагунных фациях, фациях дельт, мелко- водья и т. д.; по отношению к тем же самым породам можно говорить также о геохимических фациях (Пустовалов, 1933), т. е. условиях образования, существования и разрушения осадков, выделяющихся по характерному химическому признаку (или по гидрохимическим особенностям вод бассейна отложения, или по образованию характер- ного минерала); такими фациями, по Г. И. Бушинскому (1952), могут быть щелочная восстановительная, щелочная окислительная, кислая восстановительная, кислая окислительная; по Г. И. Теодоровичу (1947), по величинам pH и гН выделяются 13 субаквальных геохимических фаций. Можно выделять среди осадочных пород фации и по иным генетическим характеристикам, например по глубине бассейна осадко- образования (мелководные, глубоководные), по температуре воды этого бассейна, солености и т. д. Множественность признаков, по которым могут выделяться фации, нашла отражение в схеме Н. Б. Вас- соевича (1948, 1950), который различаете ригофации, обусловлен- ные первичной обстановкой осадконакопления, лапидофации, отражающие обстановку диагенеза, денсофации, связанные с об- становками метаморфизма, и окседофации, зависящие от обстановок выветривания. Названия минералов и пород в названиях фаций надо рассматривать не как характеристику состава, а как генетиче- ские индексы. Генетические индексы нашли отражение также в таких названиях фаций, как «фация фузулиновых известняков», «фация штафелловых известняков». В данном случае входящие в назва- ние фаций названия организмов характеризуют условия образования осадочного вещества. Можно говорить по этой же причине о сидерито- вой, шамозитовой (Пустовалов, 1933) и других геохимических фациях. Неправильно именовать фации по тем или иным признакам вещества, которые не определяют его генезиса. Например, не все минералы, входящие в породу, могут рассматриваться как индексы фаций или генетические индексы; минералы, образующие зерна (обломки), при- несенные издалека, могут не иметь никакого отношения к обстановке накопления осадка или его диагенеза; очевидно, что пригодны в ка- честве индексов фаций минералы аутигенные и эпигенетические. В рав- ной мере фации могут характеризовать главным образом те остатки растительных и животных организмов, для которых участок форми- рования данной породы был средой обитания, и в значительно мень- шей степени остатки тех организмов, для которых данная порода являлась лишь кладбищем. Нельзя говорить о песчаной, глинистой, известняковой и т. п. фациях. Так называемая «песчаная фация» может 54 __________________________________________________________
быть свойственна пустынным, русловым, дельтовым, прибрежным и даже глубоководным условиям образования исходного осадка. Вве- дение таких невыразительных названий скрывает различие между фацией и веществом, тогда как фацию в принятом здесь понимании термина нельзя приравнивать к веществу (совокупности свойств ве- щества). Американские стратиграфы (Данбар и Роджерс, 1962; Крумбейн и Слосс, 1960) из литологических свойств вещества осадочной толщи выводят близкое к фации понятие литотопа как участка земной поверхности, на котором накопление осадков происходило при постоян- ных условиях в специфической обстановке, или как объемов однород- ных осадков (вещества, охарактеризованного его литологическими свойствами), образованных в определенных специфических условиях осадконакопления (Крумбейн и Слосс, 1960); в другом понимании (Данбар и Роджерс, 1962) литотоп — горная порода, образующаяся в определенных условиях. Под биотопами (Крумбейн и Слосс, 1960) понимают участки, заселенные однородными сообществами ор- ганизмов, приспособившихся к окружающей обстановке; каждому биотопу соответствует особый биоценоз, элементы которого ограничены экологическими факторами, что позволяет установить по биоценозу обстановку осадконакопления для данного биотопа. По К. Данбару и Дж. Роджерсу (1962) биотоп — среда обитания фауны, флоры и биоты. Аналогичным образом выводятся понятия литофаций и б и о ф а ц и й, т. е. литологического и биологического компонентов обстановки осадкообразования. Литофации не могут считаться фациями в принятом нами смысле. Возможность оперирования литофациями в генетическом смысле опровергают даже широко пропагандирующие это понятие В. Крумбейн и Л. Слосс (1960) введением представления о «неспецифических литотопа х». «В большинстве слу- чаев не представляется возможным, — пишут они, — установление фациальных значений каждого варианта литотопа. . . В таких обычно встречающихся ситуациях литотопы выделяются и именуются на осно- вании наблюдаемых литологических особенностей, не требующих ссылки на специфическую обстановку осадкообразования. Таким образом, неспецифические характеристики могут быть выражены соответственно литологической терминологией и могут быть составлены карты нехарактерных литофаций» (стр. 212). Оче- видно, что такие карты представляют собой просто литологические карты, никакого отношения к фациям в принятом нами смысле не имеющие. Подобным же образом для случаев, когда «биологические комплексы не могут быть выражены при помощи фациальной термино- логии» (стр. 227), В. Крумбейн и Л. Слосс (1960) вводят понятия «неспецифических биотопов» и «неспецифических (эмпирических) биофаций». Можно следующим образом пояснить, что путем суммирования частных «топов» (биотоп, литотоп и т. д.) и частных «фаций» нельзя получить достаточно полную фациальную характеристику вещества. Пусть в осадочной толще нам известно распределение значений несколь- ких свойств вещества. Значения первого свойства могут характери- зовать генезис вещества лишь в некоторых точках, в других точках 55
они его не характеризуют, являясь «неспецифичными». Так же обстоит дело со значением второго и других свойств.Таким образом, по каждому отдельному свойству «поле генетических характеристик», которое может быть изображено, например, в виде карт частных «фаций», будет охарактеризовано неполно. Суммирование (наложение) таких карт дает также неполную его характеристику, так как, с одной стороны, каждая точка, для которой найдена генетическая характери- стика, будет охарактеризована в этом отношении лишь по одному свойству вещества, с другой стороны, на этой карте не найдут отраже- ния те генетические характеристики, которые могут быть построены не по одному свойству, а только по той или иной их совокупности. Отсюда следует, что вопрос о генезисе вещества и его принадлежности к той или иной фации надо разрешать путем анализа совокупности его свойств, которая может оказаться «специфичной» там, где отдельные свойства или менее полная их совокупность будет «неспецифичной». Методика построения генетической характеристики по совокуп- ности свойств вещества осадочной толщи, иными словами, методика фациального анализа разработана недостаточно и введение понятий литофаций, биофаций, тектофаций и т. д. связано с поисками путей решения этого вопроса. Поскольку понятие фации должно носить обобщенный характер в применении к осадочным, изверженным и ме- таморфическим породам, должны быть разработаны общие принципы выделения фаций, фациальных зон и т. д. Такое общее значение, по-видимому, имеет схема классификации минералов и минеральных ассоциаций, рассматриваемых в качестве признаков фаций метаморфи- ческих пород (Добрецов и др., 1966). В этой схеме выделяют четыре категории минералов и минеральных ассоциаций: 1) «специфические» — невозможные во всех других фациях, кроме данной; 2) «запрещенные» — невозможные в данной фации (могут быть невозможными и в других фациях); 3) «обычные» — не «специфические» парагенезисы, возмож- ные при РТ-условиях данной фации в широком поле составов метамор- фических пород; среди них «сквозные», т. е. «обычные» для двух или нескольких фаций, и «характерные», т. е. «обычные» только для дан- ной фации (но в редких случаях возможные и в других фациях); 4) «экзотические» — не «специфические» парагенезисы, возможные при РТ-условиях данной фации лишь в узком поле составов метаморфиче- ских пород. «Очевидно, однозначное решение (положительное или отрицатель- ное), — пишут Н. Л. Добрецов и его соавторы (1966, стр. 10), — может быть получено при определении фациальной принадлежности какой- либо толщи метаморфических пород только при наличии минералов и парагенезисов первых двух категорий, тогда как ассоциации третьей и четвертой категорий могут дать суждение об их принадлежности к той же или иной фации лишь с определенной степенью вероятности». Выделение «специфических», «запрещенных» и других признаков, по-видимому, вполне применимо для диагностики фаций в осадочных породах. Однако более сложная обстановка формирования осадочных пород требует использования более сложных систем признаков. Так, для характеристики фаций осадочных пород необходимо выделять ассоциации терригенных и аутигенных минералов отдельно, ассоциации 56
остатков организмов, а также разнообразных структурных признаков (окатанность зерен, знаки ряби, ходы илоедов и т. д.). По геологическим характеристикам могут быть выделены в каче- стве условных геологических тел фациальные зоны. Сопо- ставление фациальных зон с неусловными геологическими телами позволяет дать фациальную характеристику последних. Например, можно дать характеристику слоя, как монофациального или полифа- циального, а также выделять различные фациальные эоны в пределах любого геологического тела. Часто устанавливаемое совпадение границ фациальных зон, по- строенных по генетическим характеристикам, с границами резкостных геологических тел, может создать впечатление, что сами эти тела выделены по генетическим признакам. Это обстоятельство в ряде случаев приводит к смешению вещественных и генетических признаков и неправильному построению правил выделения геологических тел. Например, в книге «Стратиграфическая классификация и терминология» (1960, стр. 23) указано, что одна свита должна отличаться от другой «всей совокуп- ностью признаков и прежде всего по фациально-литологическим особенностям, а также по палеонтологическим признакам, причем границы между свитами должны быть достаточно четкими». Очевидно, что выражение «фациально-литологические особенности» является смешанным, так как фациальные особенности — генетиче- ские, а литологические особенности — вещественные. Выделение свиты по фаци- ально-литологическим особенностям мыслится только в том частном случае, если границы свиты, как тела, выделенного по литологическим свойствам, совпадают с границами свиты, как фациальной зоны, выделенной по генетической характе- ристике. Если бы слово «фациальный» применялось в приведенном определении свиты не в генетическом, а в вещественном смысле, что довольно обычно в геологи- ческой литературе в связи с «литофациями», то этого противоречия не было бы. Но в цитированном произведении указывается, что «свита представляет собой сово- купность отложений, образовавшихся в пределах данного региона в определенных физико-географических условиях» (стр. 23). Таким образом, предлагается опреде- ление свиты одновременно в вещественном и в генетическом смысле. Требование, чтобы одна свита от другой отличалась «всей совокупностью признаков», если его понимать правильно, делает выделение свиты весьма затруднительным, так как всюду найдутся такие признаки, по которым свиты не будут различимы, а также группы признаков — границы, проведенные по которым, не совпадут. При такой крайней расплывчатости обоснования выделения свиты совершенно нереально требование достаточной четкости границ между свитами. Подобного же рода замеча- ния могут быть отнесены к приведенным в той же книге определениям серии, комплекса и пачки. Интересно отметить, что в «Стратиграфическом словаре СССР» (1956), объединяющем более 4000 терминов, описание свит и других стратиграфических подразделений даны более корректно, а именно: подразделения охарактеризованы литологическими свойствами, на основании которых определены их границы (мощность); в качестве дополнительной характеристики приведены палеонтологические признаки. Никаких генетических признаков свит здесь не приводится. СЛОИ И ХРОНОСТРАТИГРАФИЧЕСКИ Е ГОРИЗОНТЫ ВОЗРАСТНОЕ СКОЛЬЖЕНИЕ СЛОЕВ Если о последовательности геологических событий в том или ином пункте земной поверхности можно судить на основе изучения расположения слоев в вертикальном разрезе, то для суждения о по- следовательности событий в пределах области, имеющей некоторую 57
протяженность, или на поверхности Земли в целом, необходимо уста- навливать критерии определения их одновременности в различных участках. В идеальном случае, если поверхность Земли точно соответство- вала бы фигуре гидростатического равновесия, т. е. полностью опре- делялась ее гравитационным полем, а осадочный материал поступал на зту поверхность равномерно из космических источников и также равномерно изменялся во времени его состав и скорость поступления, то образовавшиеся таким образом на поверхности Земли слои являлись бы сферическими, точнее — сфероидальными, а границы между ними были строго изохронными. Действительное динамическое состояние поверхности Земли исключает возможность формирования таких изохронных слоев. Существование локализованных источников сноса и постоянное перераспределение областей питания и бассейнов осадко- накопления, областей расселения фаун, размещения действующих вулканов и областей разноса вулканогенного материала приводит к такому положению, что для слоев, как для тел, выделяемых в осадоч- ной толще (например, в качестве литостратиграфических или биостра- тиграфических единиц), характерно то, что их нижняя и верхняя границы (подошва и кровля), как правило, не могут быть на своем протяжении изохронными, так как их обособление происходит в соот- ветствии с латеральным перемещением с некоторой скоростью носите- лей тех или иных свойств земного вещества. Высказанное положение отмечалось еще Н. А. Головкинским, который разновозрастность слоя на различных его участках считал обусловленной самим процессом слоеобразования при перемещении береговой линии. Н. А. Головкинскому (1868—1869) принадлежит выдающаяся роль в исследовании слоистости и вопросов ее синхрони- зации. Он выдвинул тезис, что «общепризнанное убеждение в последо- вательности образования последовательно друг за другом налегающих слоев — неверно» и указал, что следует различать понятия о хронологи- ческом, стратиграфическом, петрографическом и палеонтологическом горизонтах. Все зти понятия объединяются понятием «геологический горизонт», что означает «направление, соединяющее такие части фор- мации, которые аналогичны в одном из названных отношений. . .». Несоответствие различных категорий горизонтов Н. А. Головкин- ский поясняет так. Стратиграфические горизонты отражают последо- вательность напластования; стратиграфический горизонт соответствует петрографическому горизонту, но продолжается дальше там, где по- следний выклинивается. Палеонтологические горизонты, поскольку они отражают глубины бассейна (характер фауны зависит от глубин, близости береговой линии и т. д.), также чечевицеобразно распреде- лены в формации, хотя могут и не совпадать с петрографическими гори- зонтами*. Наконец, хронологические горизонты секут все остальные. * В этом Н. А. Головкинский не совсем прав, так как палеонтологические горизонты биостратиграфы стремятся выделять прежде всего по нектонным и планк- тонным организмам, распространение которых не зависит от глубины бассейна и близости береговой линии. — Прим. ред. 58
Н. А. Головкинского интересовал вопрос об установлении хроноло- гических горизонтов, знание которых совершенно необходимо для пространственной и временной координации всех сложных явлений, связанных со слоистостью. Он, в частности, указывал, что граница между слоями (петрографическими горизонтами) не представляется четкой и резкой, а осложнена зубчатостью; зубцы, «чрезвычайно острые и вытянутые, являются в виде тонких прослоев, перемежающихся с породой смежного слоя». Эти прослои, по Н. А. Головкинскому, указывают на направления, в каких следует искать вполне одновремен- ные отложения, что возможно только на основе точных нивелировок и точных замеров. Н. А. Головкинским вопрос о соотношении «слоев» и «частей формации» был поставлен для пермских отложений востока Русской платформы, характеризующихся быстрой фациально-литоло- гической изменчивостью, сменой лагунно-морских отложений цехштейнового типа континентальными красноцветными тол- щами. Вопросы соотношения слоя и фаций решены Н. А. Головкинским и А. А. Иностранцевым. Им принадлежит несомненный приоритет в установлении закона (1868—1872 гг.) соотношения фаций; 25 лет спустя он был сформулирован И. Вальтером («. . . только такие фа- ции могут лежать друг над другом, которые могут располагаться рядом друг с другом. . .») и долгое время именовался как «закон Валь- тера». Позже зта ошибка была разъяснена Г. И. Сократовым (1948), Н. Б. Вассоевичем (1949) и другими геологами, восстановившими приоритет Н. А. Головкинского и А. А. Иностранцева. По А. Н. Гейслеру (1950, стр. 7), «в каждом слое можно считать синхроничными только те осадки, которые отлагались вдоль существо- вавших в каждый данный момент определенных зон седиментации, т. е. осадки, распределяющиеся в направлении, параллельном берего- вой линии». Линию, соединяющую одновозрастные точки на геологической границе, проведенной по литологическим свойствам, В. И. Попов называет изохронной; чем гуще изохроны располагаются в плане, тем больше возрастное скольжение слоя. Возраст- ное скольжение можно выразить количественно, если отнести отрезок времени, выражающий величину возрастного смещения данного гори- зонта по «определенному направлению к единице протяженности зтой линии». Слоистость, связанную с движениями береговых линий, Н. Б. Вассоевич (1950) называет асинхронно-миграцион- ной. Он различает также синхронно -мутационную слои- стость, связанную с практически одновременным изменением распреде- ления в бассейне осадконакопления. Этим подтверждается возможность существования групп слоев, границы которых близки к изохрон- ным поверхностям. Возможность возрастного скольжения слоев иногда переоцени- вается. Так, концепция М. М. Тетяева допускает беспредельные воз- растные скольжения слоев. Применение зтой концепции к Донбассу привело одного из исследователей к выводу, что все пласты угля в Донбассе представляют в сущности один и тот же повторяющийся в разрезе благодаря зигзагообразному скольжению пласт. 59
Применительно к континентальным молассам Ферганы, т. е. к слу- чаю специфическому, для которого характерно значительное несовпа- дение стратиграфических и литологических границ, В. И. Поповым (1940) разработана целая система терминов и понятий для определения такого несовпадения. К ним относятся понятия изохроны и возраст- ного скольжения слоев. Вдоль изохроны возраст не меняется, перпен- дикулярно ей имеет место максимальное изменение возраста. Напра- вление изохроны называется также нулевой осью Vg; перпендикулярна ей ось V , идущая в направлении максимального возрастного скольже- ния. Если Vр = VB, то возрастного скольжения не происходит и гори- зонт является изохронным. Третья ось Vd перпендикулярна к осям Ve и Vp и, следовательно, к плоскости литологического горизонта. Скорость возрастного скольжения по Va значительно больше, чем по V Одновозрастные поверхности В. И. Попов предлагает называть возрастными уровнями. Изохрона представляет след пере- сечения литологического горизонта возрастным уровнем. Угол между одновозрастной поверхностью и поверхностью лито- логического горизонта А. М. Кузьмин (1950) предлагает называть фациальным углом ф, а Н. Б. Вассоевич углом сколь- жения. При ф -<90° поверхность литологического горизонта накло- нена в сторону континента, а море надвигается на сушу. При ф > 90° эта поверхность наклонена в сторону моря, континент испытывает поднятие. Наконец, при ф = 90° «береговая линия сохраняет свое относительное положение, фации в наслоении перемещаются столбом». ОБЩИЕ ПРИНЦИПЫ КОРРЕЛЯЦИИ. ХРОНОСТРАТИГРАФИЧЕСКАЯ КОРРЕЛЯЦИЯ Можно представить себе такие «теоретические» границы, которые не могут совпадать с границами каких-либо тел, выделенных по тем или иным различным свойствам, но будут соединять такие точки в оса- дочной оболочке, которые характеризуются одновременностью отло- жения осадка, исходного для формирования горной породы. Такие поверхности называются изох ронными (возрастные уровни В. И. Попова). Изохронные поверхности, устанавливаемые по геологическим дан- ным путем хроностратиграфической корреляции (синхронизации),можно определять как условные геологические границы, а ограничиваемые ими тела, т. е. группы, системы, отделы, ярусы, а также более мелкие и местные хроностратиграфические подразделения как условные гео- логические тела. Следует различать два вида корреляции: во-первых, стратиграфическую корреляцию геологических тел (слоев) и границ, что соответствует прослеживанию «стратиграфического горизонта» Н. А. Головкинского, и, во-вторых, хронологическую корреляцию или синхронизацию. Сравнительно редко можно наблюдать слой целиком; обычно раз- общенные участки слоя описываются в отдельных естественных обна- жениях, горных выработках и скважинах. Для того чтобы выяснить положение слоя на всем его протяжении или на некотором участке, осуществляют стратиграфическую корреляцию. Корреляция частей биостратиграфических тел и границ, если она проводится с учетом опре- 60 --------------------------------------------------------- Все о геологии http://geo.web.ru/
деленной исторической последовательности в смене фаун и флор, может давать вполне однозначные результаты, если сукцессия в рас- сматриваемом участке геологического пространства не нарушается, например, появлением суперститовых, колониальных или рекуррент- ных фаун (Динер, 1934). При корреляции литологических (петрографических) тел и границ, учитывая неизученность закономерных сукцессий литологических свойств, следует иметь в виду, что литологически одинаковые тела и гра- ницы могут встречаться в осадочной оболочке Земли на различных уровнях и поэтому по сходству (идентичности) литологических свойств мы не можем с определенностью говорить о принадлежности коррели- руемых участков к одному и тому же телу (слою). Можно думать, что дальнейшие успехи в изучении эволюции гео- логических процессов приведут к установлению необратимых измене- ний в ходе геологической истории некоторых петрографических и хи- мических свойств, которые также смогут быть использованы для надеж- ной стратиграфической корреляции слоев на больших расстояниях. В настоящее время при корреляции слоев, выделенных по литологи- ческим признакам, широко применяют принцип литологической иден- тичности (Крумбейн и Слосс, 1960). При корреляции частей литоло- гических тел (слоев) и границ большое значение имеет также оценка сходства рассматриваемых частей слоя по их положению в разрезе и соотношению с соседними слоями. Выделение типов и разновидностей слоистости, изучение ритмич- ности осадочных толщ, а также внутренней структуры слоя весьма важно для сопоставления разрезов, а следовательно, для тектониче- ских построений, в особенности, если они проводятся по отдельным обнажениям или скважинам. Существенным приемом стратиграфической корреляции является прослеживание тел и границ по несобственным признакам (т. е. по при- знакам, отличным от тех, по которым эти тела и границы выделены) на основе корреляционных соотношений между собственными и несоб- ственными признаками. Примером служит прослеживание литоло- гических границ по электрическим или магнитным свойствам, биостра- тиграфических границ — по литологическим свойствам, прослеживание сейсмологической границы — поверхности Мохоровичича — по гра- виметрическим данным на основе графиков корреляционной зависимо- сти аномалий силы тяжести в редукции Буге от глубины залегания поверхности Мохоровичича (Гурарий и Соловьева, 1963; Деменицкая, 1961). Подчеркиваем недопустимость использования осредненных корре- ляционных зависимостей, установленных для крупных территорий, для прослеживания границ по несобственным признакам в отдельных районах, обладающих своими особенностями, а также распространения корреляционных зависимостей, установленных для небольших районов, на крупные территории. Об этом красноречиво говорит, например, сравнение графиков зависимости глубины границы Мохоровичича для Земли в целом и отдельных районов (рис. 5). Сказанное полностью относится к использованию корреляционных зависимостей между литологическими и биостратиграфическим!! данными (например, 61
зависимость вида: «черные слоистые глины соответствуют слоям с аптс- кой фауной»). Для избежания ошибок при прослеживании тел и границ по не- собственным признакам необходимо изучение закономерностей измене- ния физических свойств пород по простиранию литологических слоев (пачек, серий). Так, установлено, что послойное изменение физических свойств осадочных толщ в некоторых нефтеносных районах зависит от тектонической трещиноватости, литологической изменчивости (в пре- делах пачки, свиты), гидрогеологической зональности и степени мета- морфизма пород (Андреев, 1956). В зависимости от литологической изменчивости и изменения мощностей часто находится послойная зональность скоростей распространения упругих волн, плотности, электропроводности, а также невыдержанности и прерывистости от- ражающих и преломляющих границ. Для нижнекаменноугольных и верхнедевонских отложений Камско-Кинельской системы прогибов установлена корреляционная связь между сейсмическими скоростями и относительным содержанием терригенных пород в разрезе, а также структурным положением этой толщи (Хатьянов, Амирова, Иванова, 1963; Хатьянов, Мкртчян, 1966) — рис. 6. Учет таких корреляционных связей позволяет не только более уверенно прослеживать сл ои (пачки) Рис. 5. Зависимость глу- бины М от величины аномалий Буге. По И. В. Косминской и Ю. М. Шейнманну (1965) 1 — Земля в целом; 2—5 профили (2 — Белладон — Турин; 3 — Черное — Кас- пийское моря; 4 — Иссык- Куль — Балхаш; 5 — Юж- ный Тянь-Шань — Север- ный Памир); 6—7 профили в Охотском море и Тихом океане в области перехода континентальной коры в океаническую 62
но и использовать геофизические признаки для выяснения их литоло- гических особенностей на различных участках и, следовательно, для поисков полезных ископаемых. Для прослеживания выделенных по литологическим свойствам прослоев и слоев разных порядков, сопоставления их в разных разре- зах широко используются диаграммы электрического исследования скважин. Поскольку между слоями, выделяемыми по литологическим признакам и по признакам, связанным с заполнением пор породы флю- идами (нефть, газ, вода разной минерализации), и слоями, выделяемыми по электрическим свойствам, существуют тесные корреляционные соот- ношения, по электрокаротажным диаграммам удается выделить прослои мощностью до 0,5 м и менее, пачки, объединяющие группы слоев, нефтенасыщенные и водонасыщенные прослои и т. д. Каждый слой, входящий в некоторую совокупность слоев или в некоторую систему напластования, занимает в этой системе опреде- ленное стратиграфическое положение (уровень), располагаясь выше одних и ниже других слоев. Двигаясь вдоль слоя до его латеральной границы, мы находим слой или границу напластования, расположенную вне площади распространения прослеживаемого слоя (границы), но на том же стратиграфическом уровне. Таким образом, переходя от слоя к слою или от одной границы напластования к другой, используя слои и границы, выделяемые по различным признакам, можно проследить стратиграфический горизонт за пределами данного слоя. Прослеженный таким образом стратиграфический горизонт, как правило, не совпадает Рис. 6. Скорости уп- ругих волн в верхней части карбонатной толщи на Шкапов- ской площади. По Ф. И. Хатьянову и др. (1961) 1 — глубокие скважины (указаны скорости в тол- ще между Верейским и угленосным горизон- тами); 2 — зона понижен- ных пластовых скоро- стей; 3 — изогипсы по- верхности угленосного горизонта 63
с изохронной поверхностью, но может рассматриваться при отсутствии других более точных данных как приблизительное ее выражение. В качестве основы для прослеживания стратиграфического уровня Л. Л. Халфин (1959) ввел понятие опорного горизонта, который может иметь различную природу (литологическую, палеон- тологическую), но главное его свойство — изохронность, правда, лишь в исключительных случаях (вулканические пеплы), абсолютная. Любой горизонт, пересекающий границы фаций (фациальных зон) и переходящий из одной фациальной зоны в другую, является по от- ношению к ним опорным. Примеры надежных опорных горизонтов — слои вулканического пепла, выпадающего из воздуха после вулкани- ческого извержения, железистый прослоек, прослеживающийся в пре- делах всего Чиатурского месторождения и образовавшийся в силу кратковременного изменения физико-химического режима вод, и т. д. Палеонтологические опорные горизонты, согласно Л. Л. Халфину, «возникают тогда, когда изменения условий, вызывающих вымирание и переселение органических форм, быстро распространяются на зна- чительную территорию, или когда на всей зтой территории ничто не препятствует расселению вновь возникших или иммигрировавших форм» (стр. 16). Хронологическая корреляция или синхро- низация сводится к двум операциям — выбору системы опорных точек, для которых возраст вещества определен, и интерполяции (экст- раполяции) изохронных поверхностей, что обычно проводится на основе прослеживания стратиграфических уровней. Системы опорных точек могут состоять из точек, в которых определен возраст горных пород по радиоактивным изотопам, а также из опорных стратиграфических разрезов местного, регионального и планетарного значения, в которых проведена возрастная датировка стратиграфических подразделении. Использование стратиграфических разрезов при стратиграфической корреляции и при синхронизации обладает своими особенностями. Так, при стратиграфической корреляции задача сводится к прослеживанию слоев, выделяемых по вещественным признакам; зти слои необязательно синхронны на всем их протяжении, и хроностратиграфическая дати- ровка их необязательна. При зтом границы, выделяемые в разрезе по какому-либо признаку, не могут быть уточнены по другим призна- кам. Например, границы выделяемого по петрографическому признаку песчаникового пласта не могут быть уточнены в данном разрезе по на- ходкам фауны или по измерениям физических свойств. Эти несобствен- ные признаки могут быть использованы при наличии соответствующих корреляционных связей с основным признаком пласта только при его прослеживании в сторону от данного опорного стратиграфического разреза. Иначе дело обстоит при синхронизации. Здесь задача сводится к прослеживанию изохронных горизонтов, которые не обязательно на своем протяжении имеют одинаковый вещественный состав, по каким признакам он не был бы определен (петрографический, биостратигра- фический, физический и т. д.). Для изохронных горизонтов обязательна хроностратиграфическая датировка, которая, конечно, может иметь весьма различную точность. Хроностратиграфические подразделения, 64
выделенные на основании изучения распределения в данном разрезе значений какого-либо признака, должны уточняться, если это возможно, по другим признакам. Можно, например, по разным признакам про- следить хроностратиграфические подразделения, отвечающие времени существования определенного комплекса организмов, но не везде содержащие их остатки; такие подразделения именуются оппель- зонами (Степанов, 1958). По различным событиям геологического прошлого (например, ио смене сообществ животного или растительного мира) могут быть вы- делены различные системы изохронных поверхностей и хроностра- тиграфических подразделений. Хроностратиграфические горизонты не могут пересекаться. Согласно Д. Л. Степанову (1958, стр. 32), «хро- ностратиграфические подразделения различаются... только на основе времени их образования... Теоретические границы хроностратиграфи- ческих подразделений должны представлять изохронные (одновозраст- ные) поверхности, не зависящие от литологического состава отложений и их палеонтологической характеристики». Проведение изохронных поверхностей в принципе возможно по данным определения возраста горных пород по радиоактивным изото- пам. Методы определений абсолютного возраста дают непосредственный отсчет количества лет от момента начала радиоактивного распада до на- стоящего момента. Если начало распада совпадает по времени с обра- зованием горной породы, то получаются цифры, характеризующие ее возраст. В случаях, когда момент начала распада не совпадает с мо- ментом формирования породы, приходится прибегать к более сложным построениям и применять дополнительные гипотезы, что снижает зна- чение определения абсолютного возраста минерала для суждения о воз- расте породы. Неправильно думать, что методы абсолютного возраста могут вообще вытеснить методы биостратиграфической корреляции. Подобно тому, как существуют «немые» толщи, лишенные палеонто- логических остатков, так могут существовать отложения без минералов, которые можно было бы использовать в качестве естественных хроно- метров. Следует добавить, что существующие методы абсолютной гео- хронологии дают нам отсчеты времени в самом лучшем случае с точ- ностью до нескольких миллионов лет, а биостратиграфические методы с точностью до первых сотен тысяч лет, т. е. на порядок более высокий. Лишь для последних 50 тысяч лет четвертичного периода может быть проведена относительно точная синхронизация осадков по определению в органическом веществе тяжелого углерода. СТРАТИГРАФИЧЕСКИЕ ШКАЛЫ Стратиграфическая корреляция основывается на региональных стратиграфических шкалах (РСП1), а хронологическая корреляция — на международной стратиграфической шкале (МСШ), которая служит для сопоставления в планетарном масштабе геологических тел осадоч- ной оболочки Земли по их возрасту. Однако сама МСШ не является результатом планетарного обобщения стратиграфических разрезов, а строится на основе одной из региональных схем, условно принимаемых за международный стандарт (главным образом по районам Европы, наиболее детально изученным раньше других). 5 Заказ 206. 65
Хотя МСШ и РСШ едины по своей природе, возможности исполь- зования их существенно различны. Основываясь на данных, получен- ных по Западной Сибири, достаточно удаленной от эталонных разрезов Европы, Ф. Г. Гурари и Л. Л. Халфин (1966) указали на затруднения которые возникают при попытках сведения международной и регио- нальных стратиграфических шкал в единую стратиграфическую шкалу (ЕСШ), и отметили, что РСШ не сводимы с МСШ и имеют другое назна- чение. Региональные стратиграфические шкалы используются в геолого- разведочной практике, которая имеет дело с «осязаемыми, конкретными телами», обладающими четкими, легко устанавливаемыми границами стратиграфических подразделений с резкой сменой литологического состава. Границы таких тел (свит, серий), во-первых, очень часто не совпадают с границами хроностратиграфических подразделений вплоть до систем, во-вторых, они далеко не одновозрастны на всем их протяжении. Ф. Г. Гурари и Л. Л. Халфин (1966) считают, что воз- растная миграция свойственна границам всех свит. Региональные стра- тиграфические шкалы они предлагают класть в основу региональных структурных построений, в частности, в основу составления структур- ных, геологических и гидрогеологических карт. Международная же стратиграфическая шкала должна лежать в основе палеогеографиче- ских карт, составляющихся для определенных моментов или отрезков геологического времени, в основе сопоставления отложений в масштабе планеты и изучения ее геологической истории. Совокупность точек геологического пространства, для которых определен геологический возраст горных пород в годах, и изохронных поверхностей можно представить как «поле геологических возрастов горных пород» или как «хроностратиграф и ческое поле». В последнем в принципе можно провести любое количество изохронных поверхностей. Следует оговориться, что изохронные по- верхности могут быть построены только путем стратиграфической и хро- ностратиграфической корреляции и интерполяции (экстраполяции), основанной, например, на допущении постоянства скоростей накопле- ния осадков на некоторых интервалах разреза, хотя, как мы знаем, этот процесс может быть существенно неравномерным во времени. Следовательно, построенные таким образом изохронные поверхности могут в деталях не соответствовать тем подлинным изохронным поверх- ностям, которые мы могли бы построить, если бы были свидетелями процессов осадконакопления и породообразования в геологическом прошлом и могли бы непосредственно измерять скорости этих процессов. Вместе с тем хроностратиграфическое поле такое, каким мы можем себе его представить сейчас, является хотя и очень приблизительной моделью осадочной оболочки, но необходимой для всех палеогеогра- фических и историко-геологических построений. В хроностратиграфи- ческом поле осадочной оболочки «Земли выбор системы (шкалы) опорных изохронных поверхностей и основанных на них рангов и иерархий хроностратиграфических подразделений может быть, вообще говоря, произведен различно. В принятой в настоящее время хроностратигра- фической шкале за основу берутся определенные значительные события 66
в истории Земли, которые рассматриваются как одновременные и по всеместные. Для хроностратиграфических подразделений палеозоя, мезозоя и кайнозоя, как видно из самих названий этих единиц, за такие собы- тия принимаются в основном смены фаун. Так, согласно «Стратигра- фической классификации, терминологии и номенклатуре» (1965, стр. 26) объем и границы яруса устанавливаются по присутствию «руководя- щего комплекса ископаемых остатков организмов с типичными для данного яруса и только ему свойственными родами, подродами и груп- пами видов». «Отделы характеризуются наличием исключительно им свойственным или преобладающим распространением типичных для каждого из них относительно крупных систематических групп фауны и флоры, причем существенные изменения (обновления) в составе флоры нередко происходят раньше, чем в составе морской фауны» (стр. 25). Заметим, что здесь имеет место противоречие, заключающееся в при- знании смещения двух событий, совокупность которых должна обозна- чать определенный рубеж в шкале времени. Отмечается, что выделение отделов должно также находиться в соответствии «с общим ходом тек- тонических (колебательных) движений» (стр. 25). Таким образом, вво- дится третье событие, одновременность которого первым двум не может быть доказана. Не более четко определены события, намечающие ру- бежи между системами и группами. Получается, что рубежи между хроностратиграфическими подразделениями проводятся в известной степени субъективно в зависимости от того, какому собы- тию из группы событий, считающихся примерно одновременными, отдается предпочтение. Неудивительно поэтому, что в вопросах проведе- ния границ между конкретными системами, отделами, ярусами и т. д. обычно существуют значительные расхождения. Следующий недостаток построения шкалы по событиям (в част- ности, по сменам фаун) заключается в отсутствии доказательств их синхроничности для больших расстояний. Существуют веские сообра- жения, что некоторые фауны и в особенности флоры обнаруживают гомотаксальность (сходство в последовательности, а не истинная син- хронность). Еще в значительно большей степени это касается базаль- ных конгломератов, угловых несогласий и других литологических и тектонических особенностей, по которым выделяются якобы синхрон- ные фазы тектогенеза или складчатости. О геотектоническом расчленении истории Земли писал Г. Штилле (1944, 1964) в соответствии со своими представлениями об одновремен- ности и глобальности орогенических (складкообразующих) фаз. Глав- ным рубежом истории Земли он считал регенерацию всеземного мас- штаба (а-p егенерацию) — альгонскую (послекарельскую) революцию. Ранний период истории Земли он назвал протогеем, не исключая возможности подразделения его еще на два больших периода лаврентьевской революцией (протогей и дейтероге й), поздний период — н е о г е е м. Основанием для расчленения позд- него периода на тектонические эры служат 0-регенерации; так выделяются, например, каледонская, варисц и искан и альпийская эры. Более дробные хронологические подразде- ления основываются на разделяемых у-регенерациями фазах, число 67
которых в перечисленных эрах соответственно 4, 12 и 25. «Плотность» фаз, по Г. Штилле, со временем нарастала. В каледонскую эру фазы проявляются в среднем через 50 млн. лет, в варисцийскую — через 12,5 млн. лет, в альпийскую — через 9 млн. лет. Исходя из представлений о повсеместности проявления геотекто- нических циклов, М. К. Коровин (1950), а также А. Г. Сивов (1955) предлагали ввести в разработку системы относительной геохронологии геотектонический принцип и положили его (наряду с периодами стра- тиграфической шкалы) в основу «естественной шкалы исторического развития геологических событий». Возможность применения «диастрофического принципа корреля- ции» подчеркивает также В. Е. Ханн (1950), предлагающий, однако, сохранять этот принцип лишь для грубых стратиграфических подразде- лений при отсутствии палеонтологических остатков. Можно указать еще на геотермический критерий хроностратигра- фической корреляции (Хорева, 1966). Он основан на допущении, что количество радиогенного тепла в Земле уменьшается во времени вслед- ствие распада радиоактивных веществ и в связи с этим степень регио- нального динамогеотермического метаморфизма также уменьшается. Б. Я. Хорева полагает, что за границу архея и протерозоя может быть принята смена монофациальных метаморфических комплексов амфи- болитовой фации монофациальными комплексами фации зеленых слан- цев. При использовании геотермического критерия следует проявлять осмотрительность и иметь в виду, что он в какой-то мере действителен для самых крупных подразделений разреза (четыре слоя по всей осадоч- ной оболочке) и для обширных площадей. Требование большей деталь- ности к нему вообще предъявлять нельзя, имея в виду широкое распро- странение резких несоответствий и пересечений между системами изо- хронных поверхностей и системами изоград. Однако, вообще говоря, применение шкалы, построенной по собы- тиям, влечет за собой тенденции «стягивать» различные и разновре- менные события к одному моменту времени и считать изохронными такие «скользящие» события, которые проявляются в различных участ- ках поверхности Земли неодновременно. Создание шкалы, построенной по событиям, относится к XIX в., когда геология не располагала методами определения возраста горных пород по радиоактивным изотопам. По-видимому, возможно создание метрической хроностратиграфической шкалы для послеархейских толщ, в которой опорные изохронные поверхности проводились бы в соответ- ствии с абсолютным летоисчислением и которая позволяла бы более строго оценивать последовательность событий. Применение метрической шкалы не означает какого-либо снижения роли методов биостратигра- фической корреляции для прослеживания опорных изохронных по- верхностей и хроностратиграфических подразделений, а также для установления их последовательности. При построении метрической шкалы в качестве ее опорных изохронных поверхностей могут быть приняты поверхности, приблизи- тельно соответствующие естественным рубежам в геологическом раз- витии, которые устанавливаются биостратиграфическими, литологи- ческими, а также геотектоническими построениями и другими иссле- 68
дованиямп. В таком случае подразделения метрической шкалы будут в общем соответствовать принятым стратиграфическим подразделениям. Юрская система, например, может быть определена как «часть осадоч- ной оболочки Земли, ограниченная изохронными поверхностями 140 и 185 млн. лет». Положение границы юрской и других систем в дальней- шем может обсуждаться и корректироваться, причем уточнение границ в конечном счете должно сводиться к уточнению «отметок времени», ограничивающих их изохронных поверхностей. Неправильным будет построение метрической шкалы вне связи с существующей системой стратиграфических подразделений, а с ис- пользованием, например, равных интервалов в 100, 50 и т. д. млн. лет или в 500 млн. лет, как предлагали для докембрия Л. И. Боровиков и Т. Н. Спижарский (1965). Введение такой шкалы неизбежно привело бы к ненужной «дуалистичности» в выделении этапов геологической истории. ПЕРЕРЫВЫ В ФОРМИРОВАНИИ ОСАДОЧНОЙ ОБОЛОЧКИ Совпадение (слияние, касание) по крайней мере двух различных изохронных поверхностей в слоистой толще свидетельствует о пере- рыве во времени ее формирования. Это означает, что горные породы, располагающиеся непосредственно выше границы, образованной сов- падающими (слившимися) изохронными поверхностями, отделяются некоторым интервалом времени формирования от горной породы, располагающейся непосредственно ниже этой границы в той же ее точке. Перерыв в формировании осадочной толщи соответствует времени, в течение которого осадки не отлагались (перерыв в осадконакоплении), или же включает как время отложения впоследствии уничтоженных осадков, так и время их разрушения (в частности, случаи размыва) и сноса. Перерывам во времени формирования осадочной толщи в про- странстве соответствуют поверхности совпадения (слияния) изохрон- ных поверхностей. Поверхности эти имеют определенную протяженность и латераль- ные границы. Длительность перерыва в формировании осадочной толщи определяется разностью геологических возрастов слившихся изохрон- ных поверхностей и может быть различной в различных точках поверх- ности их совпадения. Поверхность совпадения изохронных поверхно- стей называется поверхностью перерыва и разделяет части осадочной толщи, которые образовались с некоторым перерывом во времени. К поверхностям перерыва относятся диастемы, связанные с небольшими перерывами в осадконакоплении, обусловлен- ными нормальными изменениями, которые происходят без сколько-ни- будь существенного изменения общего режима (Данбар и Роджерс, 1962). По Э. Бринкману, исследовавшему в этом отношении толщу оксфордских глин в Англии, диастемы весьма широко распространены в разрезе, а перерывы, соответствующие им, достигают времени, в те- чение которого могли накопиться пачки глин мощностью до 80 м. Поверхность каждой диастемы можно представить себе, как зону слия- ния или выпадения изохронных поверхностей. Поверхности раздела 69
между ахроногенными (по М. В. Рацу) слоями могут соответствовать диа- стемам. Перерывы в формировании осадочной толщи могут характеризо- ваться по размерам и формам их поверхностей, а также по длительно- сти. Например, для перерыва, выражающегося выпадением из разреза нижнедевонского отдела, т. е. слиянием изохронных поверхностей, соответствующих подошве и кровле этого отдела, и распространяюще- гося почти на всю Русскую платформу, размер поверхности перерыва определяется в 5—6 млн. км2', размер поверхности перерыва на своде небольших конседиментационных складок может измеряться квадрат- ными километрами и даже тысячами квадратных метров. Обычно перерывы с большими размерами площадей называются региональными, а с малыми размерами — локальными. Такие определения размеров поверхностей перерывов неопределенны. Более правильно характери- зовать размеры поверхностей перерывов их порядками, что позволяет устанавливать их соразмерность с геологическими телами. Форма поверхности перерыва может указывать на связь перерыва в осадочной оболочке с блоковыми движениями (линейная, изометрическая, угло- ватая форма) или сводовыми поднятиями (изометричная, округлая форма). Перерывы могут характеризоваться разностями возрастных отме- ток соприкасающихся изохронных поверхностей. В этом смысле пере- рыв можно характеризовать максимальной разностью возрастных отметок, наблюдаемых в пределах поверхности перерыва, или, более детально, распределением этих разностей по поверхности перерыва, который может быть выражен, например, в виде карты изолиний (изо- интерхрон), соединяющих точки с равными длительностями перерыва. Наличие или отсутствие поверхности перерывов, а также особен- ности этих поверхностей определяются взаимоотношением хроно- стратиграфических подразделений в «структуре» хроностратиграфиче- ского поля осадочной оболочки Земли. В основу классификации по- верхности перерывов могут быть положены их размеры, форма, разность возрастных отметок сливающихся изохронных поверхностей и распре- деления ее величин на поверхности перерыва. МОЩНОСТИ СЛОЕВ МОЩНОСТИ И ИХ ИСКАЖЕНИЯ Мощность слоя (его толщина) определяется как расстояние между ограничивающими слой поверхностями напластования. На протяжении слоя мощность обычно не остается постоянной, а меняется от одной точки к другой. Распределение мощностей вдоль линии может изобра- жаться в виде диаграмм мощностей, а для какого-либо участка земной поверхности — картами равных мощностей или кар- тами изопахит (изопах). Для количественной характеристики степени увеличения мощности в каком-либо направлении удобно применять коэффициент нарастания мощности — отношение величины нарастания мощности в метрах или процентах на единицу длины (Рыжков, 1955) (градиент мощности, по В. В. Белоусову, 1954). 70
Диаграммы мощности и карты изопахит являются сами по себе чисто пространственным изображением слоя, как геологического тела, охарактеризованного только размерами и формой. Однако если по ряду свойств образующего слой вещества можно предположить, что оно отлагалось на выровненной поверхности, которая в первом при- ближении может быть принята за горизонтальную, и если слой форми- ровался в постоянном положении относительно уровня моря или другой условной уровенной поверхности, то диаграммы мощности и карты изо- пахит могут быть использованы для определения суммарной амплитуды вертикального перемещения поверхности Земли во время отложения слоя. Для того чтобы провести такие построения, надо, кроме того, знать, искажено ли, как искажено и насколько искажено первоначаль- ное распределение мощности слоя в результате деформаций, которые могли иметь место после формирования слоев. Большие искажения мощности слоя свойственны районам с напря- женной тектоникой. К таким искажениям мощности можно отнести изменения мощностей менелптовой свиты в опрокинутых складках Вос- точных Карпат, где, очевидно, в процессе формирования складки имело место интенсивное выжимание слоев. Образование соляного массива (ядра соляного купола) также является типичным случаем резкого искажения мощности вследствие аккумуляции огромных масс соли за счет оттока ее из прилежащих участков соленосной толщи. Искаже- ния мощности слоя можно рассматривать как результат механических преобразований. Первичные распределения мощностей обычно связаны с самим процессом формирования слоя. Примером такого распределения мощ- ностей может служить их распределение в толще терригенных осадков, моноклинально залегающих на северо-западном склоне Кавказа (рис. 7), распределение мощностей слоев продуктивной толщи в куполах и на крыльях диапировых складок Апшеронского полуострова, в надсоле- вой структуре эмбенских куполов, в палеозойских отложениях, обра- зующих платформенные складки Волго-Уральской области, и т. д. Во всех этих случаях распределения мощностей связаны с одновремен- ными осадкообразованию тектоническими движениями. Однако пер- вичные распределения мощностей не всегда обусловлены тектониче- скими движениями; они могут быть также связаны с явлениями обле- гания древнего рельефа и с заполнением впадин. При рассмотрении изменений мощностей целой свиты или толщи возможно выделить несколько случаев. 1. Распределение мощности толщи связано с распределением мощ- ностей отдельных прослоев внутри ее; толща располагается согласно на нижележащих отложениях и согласно же перекрывается вышеле- жащими отложениями. В таком случае изменение мощности толщи характеризует тектоническую обстановку ее формирования в течение времени всего занимаемого ею хроностратиграфического интервала. Примером может служить распределение мощностей толщи фран- ского яруса верхнего девона при движении от Воронежской анте- клизы к Саратову. Франский ярус согласно перекрывается отложе- ниями фаменского яруса и согласно подстилается живетским яру- сом в обоих рассматриваемых разрезах (Кондратьева и Енгуразов, 71
Рис. 7. Моноклиналь в Северо-Западном Предкавказье
\ Горизонт Морозкиной—-. балки (Аналог „С ) II Сармат |Г Караганские и слои Ькракско-спириали - и соеыг слои \| Горизонт листе • U ватыя глин SS?7W7 Горизонт ширван- ск их колодцев Пласт ..В" v—- Залелсь.,v
1951; Кондратьева и Федорова, 1953). Общая мощность толщи от Во- ронежской антеклизы к Саратову возрастает в 5 раз, причем наблю- даются увеличение мощностей и изменение литологического состава в том же направлении для всех горизонтов, входящих в толщу фран- ского яруса. Так, начиная сверху, евланово-ливенские слои на Воронеж- ской антеклизе имеют мощность 25—40 м и представлены чистыми и оолитовыми известняками с прослоями мергелистых глин; в Саратов- ском районе мощность их 55—100 м при близком литологическом со- ставе. Мощность воронежских слоев, имеющих карбонатный состав, на Воронежской антеклизе равна 10 м, а в Саратовском районе дости- гает 223 м. Мощность нижележащих петинских слоев также несколько увеличивается (с 5 до 6—16 м). Мощность семилукских слоев соответ- ственно 40 и 40—129 м; состав их становится к Саратову более карбо- натным. Мощность щигровских слоев возрастает с 60 до 200 м и более. 2. Мощность толщи изменяется вследствие трансгрессивного на- легания ее на нижележащие комплексы отложений. В этом случае величина мощности и ее изменения характеризуют полноту разреза, указывают, что в районах, где мощность толщи больше, она начала формироваться раньше, а где меньше — позднее. Примером может служить распределение мощности нижнепалеозойских и среднедевон- ских отложений (в целом по всей этой толще) на северном склоне Во- ронежской антеклизы. Кембрийские отложения занимают пониженные части склона, нижнеживетские распространены шире и переходят не- посредственно на фундамент в повышенных участках склона в районе Плавска и, наконец, верхнеживетские слои распространены еще шире и залегают на фундаменте вблизи вершины Воронежского поднятия. 3. Мощность толщи изменяется вследствие несогласного срезания верхней ее части. В таком случае первичное распределение мощностей искажается размывом и суммарная мощность толщи также не отражает особенностей тектонической обстановки ее формирования. В действительности часто все три случая сочетаются; и для того чтобы разобраться, в какой мере распределения мощности толщи в целом обусловлены первичным распределением мощностей слагающих ее слоев, трансгрессивным ее налеганием на нижележащие комплексы и последующим срезанием верхней ее части, надо знать внутреннюю структуру толщи, т. е. особенности расположения в ней отдельных ее элементов — слоев или их сочетаний. Примером может служить рас- пределение мощностей толщи визейского и намюрского ярусов в Под- московье (Бирина, 1953). Внутренняя структура этой толщи говорит о том, что распределение мощностей частично обусловлено распределе- нием мощностей отдельных входящих в нее прослоев, а именно туль- ского, алексинского и михайловского горизонтов, составляющих ниж- нюю часть толщи; мощность же верхних горизонтов — веневского, тарусского, стешевского и протвинского — остается примерно неизмен- ной. Мощности толщи, кроме того, значительно изменяются вследствие размыва верхних ее горизонтов и несогласного их перекрытия Верей- ским горизонтом среднего карбона. Наконец, сравнительно незначи- тельные изменения мощности толщи обусловлены несогласным ее зале- ганием на размытой поверхности нижележащих девонских и турней- ских отложений (рис. 8). 73
380 Рис. 8. Изменение мощности толщи визейского и намюрского ярусов и ее внутренняя структура. По Л. М. Бириной (1953) 1 — карбонатные породы; 2 — глинистые породы; з — песчаники; 4 — девонские отложения
Суммарное распределение мощностей толщ обычно изображается изопахитами. Однако при использовании таких изопахит для истори- ко-тектонического анализа необходимо выяснять внутреннюю структуру толщи. ИЗМЕНЕНИЕ МОЩНОСТЕЙ В СВЯЗИ С УПЛОТНЕНИЕМ. СКЛАДКИ УПЛОТНЕНИЯ Мощность слоя может изменяться во времени. Так, мощность слоя только что образовавшегося осадка обычно больше, чем мощность того же слоя, погрузившегося под новообразованные слои и испытывающего их нагрузку. В процессе погружения породы обычно испытывают уплот- нение; соответственно уменьшается и мощность образуемых ими слоев. Степень уплотнения зависит не только от нагрузки, но и от литологи- ческого состава осадка. Конгломераты, песчаники, известняки и хими- ческие осадки уплотняются незначительно. Глинистые осадки могут уменьшить объем на 80% и больше (Ронов, 1949), причем примеси песка значительно понижают уплотняемость глин. Для торфа при переходе его в бурый уголь указывается уменьшение мощности в 2,5 раза, при переходе в каменный уголь в 5 раз, при переходе в антрацит в 7 раз (Волков, 1964). Теоретическая сторона вопроса об уплотнении глинистых осадков при их погружении была рассмотрена Н. Я. Денисовым (1946), который приводит формулу зависимости мощности осадка от его пористости: h = — (1 -4-е), Т где h — мощность, q — вес материала, осаждающегося на 1 см2 площади, у — его удельный вес, е — коэффициент, связанный с величиной пористости (р) выра- р жением е= . 100 —р Уплотнение осадка при q = 4 кг/см2 характеризуется следующими цифрами: глина в конце седиментации е = 5; h = 74 ,м; та же глина после природного поверхностного уплотнения е = 1,3; h = 34 м (осредненные фактические данные); глина, уплотненная вследствие нагрузки, е = 0,4; h = 20,7 м; то же, е = 0,1; h = 16,3 м. Отсюда следует, что уплотнение вследствие нагрузки вышележащих пород или вследствие тектонического сдавливания может обусловить значительное раз- личие в мощности осадочных толщ. «Различие в сжимаемости одновременно образо- вавшихся осадочных пород может вызвать образование неровностей и наклона пх кровли и нарушение первоначальных условий залегания покрывающих их отло- жений» (Денисов, 1946, стр. 458). И. И. Нестеровым (1965), исследовавшим процессы уплотнения глин в раз- резе кайнозойских и мезозойских отложений Западно-Сибирской низменности, устанавливается зависимость уплотнения глин от их пористости: к= П1 —Р2 1—П2 ’ где К — уплотнение для единицы объема (мощности) породы, в, ип, — пористость пород до и после уплотнения. Так как для глинистых и алевритовых пород устанавливается закономерное уменьшение пористости с глубиной (рис. 9), величину пористости оказывается воз- можным использовать для оценки уплотнения глин на разных глубинах. И. И. Не- стеров различает четыре стадии уплотнения глин. 1. Стадия свободного уплотнения осадка в водной среде под влиянием собственного веса; абсолютная пористость илов 80—40%. Градиент умень- ________________________________________________________________ 75
тления абсолютной пористости 6—10% на 1 м, а мощность слоя со свободным уплот- нением 2—5 л4. Илы к подошве этого слоя переходят из текучего в пластичное со- стояние. 2. Стадия первичного уплотнения. В интервале глубин 5—800 м поровое пространство уменьшается за счет отжатия воды, изменения ми- нералогического состава (замещение монтмориллонита гидрослюдами) и раскри- сталлизации глинистых минералов. Изменение пористости с глубиной происходит по линейному закону и выражается формулой П2=П! 1 6450 Н, где п( — начальная пористость (0,4), п2 — пористость на глубине Н. Используя зависимость между пористостью и уплотнением и систему разра- ботанных И. И. Нестеровым формул, можно рассчитать общее уплотнение глини- стых осадков для любого интервала глубин в пределах 5—800 м. 3. Стадия механической деформации, когда глинистые породы становятся более однородными; уплотнение на интервале глубин 800— 3000 м происходит по логарифмическому закону (компрессионная кривая). Изменение пористости выражается формулой п2=1,665—0 2031пН. 4. Стадия затрудненного уплотнения. Дальнейшее со- кращение объема пород за счет перераспределения глинистых частиц прекра- щается. Толщина гидратных оболочек становится очень мала и отжатие воды тре- бует громадных нагрузок. Для расчета уплотнения на глубине более 3000 м И. И. Нестеров предлагает приближенную формулу. На основании закономер- ностей, установленных для 2, 3 и 4 стадий, им составлена таблица, позволяющая определять величину уплотнения глин (считая их начальную пористость 0,4 для начала второй стадии) до глубины 4000 м с точностью до 10-метрового интервала. Согласно этой таблице суммарное уплотнение на глубине 500 м составляет 32 м, на глубине 1000 м — 129 м, на 1500 м — 280 м, на 2000 м — 488 л, 2500 .и — Рис. 9. Зависимость пористости алевролитов и глин от глубины. По И. И. Нестерову (1965) J — глины; 2 — алевролиты 76
739 м, на 3000 м — 1025 м, на 3500 м — 1325 м, на 4000 .и — 1625 л, на 4500 м — 1925 м. Вопрос об уплотнении глин с глубиной рассматривался также 10. В. Мухи- ным (1965), принимавшим для майкопской свиты стадии свободного уплотнения (нагрузка 0—150 кг/см2), затрудненного уплотнения (150—400 кг/см2), замедленной консолидации (400—-750 кг/см2), метаморфизации и предельного уплотнения. Для глпн сарматского яруса Восточного Предкавказья, Западного Предкав- казья и Азербайджана отмечено закономерное возрастание плотности с глубиной. Так, на глубине 700—800 м средняя плотность составляет 1,94, на глубине 2000— 2100 л — 2,21, на глубине 2900—3000 л — 2,43. Зависимость плотности от глубины для этого объекта определяется формулой у=с—Ае-Вг, где у — плотность глин, г/сл3; х— глубина залегания; А = 1,23 г/сл3; В = 0,43; с -= 2,8 г/сл3 (Прозорович, 1962). Была сделана попытка (Войновский-Кригер и Погоревич, 1947) непосредственного измерения величины уплотнения слоев на примере нижнепермских алевролитов и глинисто-карбонатных пород Воркутин- ского бассейна, содержащих растительные остатки. Растительные ос- татки, располагающиеся перпендикулярно или наклонно к слоистости, обнаруживали сокращение в вертикальном направлении, которое ока- залось равным 0,515 (почти в 2 раза). Способ определения сокращения мощности ясен из рис. 10. Ю. Н. Приходько (1963) предлагает сокращение мощности (от- ношение мощности слоя во время покрытия его вышележащими осад- ками к нормальной мощности, наблюдаемой в настоящее время) назы- вать коэффициентом усадки. Имея в виду, что литифика- ция изучавшихся им в Печорском бассейне конкреций происходит на глубине 3—5 л», а дальнейшей усадке конкреции не поддаются, воз- можно определить коэффициент усадки вмещающих пород по сравне- нию мощностей между слойками в конкреции и вне ее. Коэффициент усадки для песчаников, алевролитов и аргиллитов оказался близким к 1,5. По огибанию конкреций слойками терригенных пород (Донбасс) сокращение мощности для аргиллитов было определено в 2,3, для мел- козернистых глинистых алевритов — 2,1, для крупнозернистых але- вролитов — 1,7, для мелкозернистых слоистых песчаников — 1,4, для среднезернистых песчаников — 1,15 (Зарицкий, 1966). При сравне- нии осей сечения ствола, захороненного в плоскости напластования в мелкозернистом песчанике и приобретшего эллиптическую форму, коэффициент усадки для углистых аргиллитов оказался равным 3—4, а для высокозольных углей — 5,9. Сходная методика определения усад- ки угольных пластов основана на неуплотняемости округлых смоляных Рис. 10. Схема определения сокраще- ния мощности слоя по деформации рас- тигельных остатков. По К. Г. Войнов- скому-Кригеру и В. В. Погоревич (1947) АА — плоскость напластования, в которой --------- лежит перо папоротника длиной а; ВВ' — второе перо папоротника, наклоненное под углом 45° (длина его иа, где к — коэффициент - . сокращения пера папоротника); ВС — преж- нее (до сокращения) положение пера ВВ; Н — первоначальная мощность слоя до сокращения Сокращение мощности = — = — к Н V 2 —к2 h — мощность слоя после сокращения. 77
тел (0,2—0,6 км), заключающихся в угольных пластах Донбасса (Прокопченко, 1967). Разнообразные данные по скоростям и хроноло- гическим стадиям гравитационного уплотнения осадков, а также по за- висимостям величин уплотнения осадков от их литологического состава можно найти в работе Р. Г. Гарецкого и А. Л. Яншина (1960). Сокращение мощностей слоев в процессе их погружения под выше- лежащие осадки должно учитываться как один из тектонических фак- торов. Во-первых, такое уплотнение существенно искажает первоначаль- ные мощности, данные о которых используются для суждения о скоро- стях тектонического прогибания или скоростях заполнения понижений рельефа. Во-вторых, такое уплотнение, неравномерно распределенное по площади, может приводить к образованию изгибов слоев, а также сбро- сов в глинистых и алевритовых толщах. Примером этому могут служить деформации в некоторых глинисто-алевритовых пачках карбона и де- вона Русской платформы. В-третьих, в глинистых толщах с мощными песчаными линзами (например, угленосный горизонт бортов Московской синеклизы) в ре- зультате уплотнения могут образоваться складки с амплитудами в не- сколько метров, а иногда и более десятка метров. Выпуклая часть скла- док соответствует участкам с крупными песчаными линзами, где содержание глин по разрезу невелико и, следовательно, невелико и со- кращение мощности всей толщи в целом. Вогнутые же части складок соответствуют участкам, где почти весь разрез сложен глинами и сокра- щение мощности является максимальным. Возникающие таким путем складки уплотнения на- блюдаются в пределах толщ указанного выше характера; в подстила- ющие слои они не распространяются, однако нижние горизонты пере- крывающих толщ иногда испытывают изгибы, соответствующие склад- кам уплотнения. Примером складки уплотнения служит «вал» высотой в несколько метров и шириной более 120 м, встреченный при разработке Интинского угольного месторождения (Дмитриев, 1958). Под «валом» располагается капалообразный размыв, выполненный полимиктовыми песчаниками. Причина появления вала усматривается в меньшей сте- пени уплотнения песчаников по сравнению с соседними песчано-гли- нистыми породами. К складкам, образовавшимся благодаря уплотнению глинистых толщ над песчаными линзами, по свидетельству В. Д. Наливкина (1962), относятся также Фрунзенская и Славянская складки в Азово-Кубанс- кой впадине и некоторые купола, осложняющие Шкаповское платфор- менное поднятие. Складки уплотнения, связанные с песчаными линзами в тульском горизонте Саратовского Поволжья, описаны Ю. П. Бобро- вым (1961). СООТНОШЕНИЕ МОЩНОСТЕЙ1СЛОЯ И ЕГО СОСТАВА Зависимость между мощностью слоя и его составом может прослеживаться как в вертикальном разрезе слоистых толщ при установлении определенной корре- ляционной связи между мощностямп прослоев и их составом, так и в латеральных направлениях. К первому случаю относится указываемая М. В. Рацем (1962) 78
обусловленная процессами осадочной дифференциации зависимость между мощ- ностями ахропогепных песчаниковых прослоев в терригенном флише и крупностью песчаных зерен, выражающаяся формулой 1g М= 1,28 lgd + 2,37, где М — мощность слоя, d — средний диаметр зерна. Второй случай может быть охарактеризован многочисленными примерами увеличения мощностей с одновременным изменением литологического состава по направлению от антиклинали (поднятия, горста) к смежной синклинали (впадине, грабену). В таком случае с изменением мощностей осадочных толщ может быть связано появление залежей того или иного полезного ископаемого. Так, залежп калийных солей обычно приурочены к участкам наибольших мощностей соленосных отложений. Распределение ископаемых углей часто зависит от распределения мощностей угленосных толщ. Связь нефтеносности с мощностями третичных отло- жений Северо-Западного Кавказа была показана А. В. Ульяновым (1946). ЗАЛЕГАНИЕ СЛОЕВ ЭЛЕМЕНТЫ ЗАЛЕГАНИЯ Под залеганием слоев понимается положение их в про- странстве, определенное в системе прямоугольных координат, в кото- рой одна из осей направлена по радиусу Земли, а две остальные — в плоскости, касательной к уровенной поверхности в данной точке в направлении меридиана и широты. Точность определения залегания слоев, а также размеры участков, строение которых выясняется при геологическом картировании и разведочных работах, обычно таковы, что кривизна Земли во внимание не принимается. Можно различать горизонтальное, наклонное и вертикальное залегание слоев. Для определения положения слоя в пространстве измеряются элементы залегания ограничивающих его поверхностей. Элементы залегания могут измеряться также для определения поло- жения в пространстве других геологических границ — резкостных и дизъюнктивных. При определении элементов залегания принимается, что в точке, в которой производится замер, поверхность, ограничи- вающая слой (или другая граница), представляет собой плоскость. Линия пересечения наклонной плоскости напластования (или другой границы) с горизонтальной плоскостью называется линией простирания. Направление, перпендикулярное к простира- нию и идущее от высоких к более низким точкам в плоскости напласто- вания, называется направлением падения; противопо- ложное ему направление — направлением восстания. Угол, образуемый плоскостью напластования и горизонтальной Рис. 11. Изображение синеклиз с учетом кривизны Земли I — тип плосковыпук- лой линзы (Днепровско- Донецкая синеклиза); 2 — тип вогнутовыпук- лой линзы (Московская синеклиза) 79
плоскостью и измеряемый в направлении падения, называется углом падения. Линия простирания, направление падения и угол падения предста- вляют собой элементы залегания какой-либо ограничивающей поверх- ности. Поскольку слой ограничен параллельными поверхностями, элементы залегания, замеренные для этих поверхностей, относят к самому слою. В таком случае говорят о простирании и падении слоев. Залегание слоев может быть также определено по замерам на «площад- ках» слойчатости или слоеватости внутри слоя. При горизонтальном залегании слоев простирание представляет неопределенность, а угол падения равен 0°; при вертикальном залега- нии может быть указано только простирание слоя. Замеры элементов залегания должны производиться в каждой характерной точке изучаемого пространства с таким расчетом, чтобы совокупность замеров в этих точках была бы достаточна для исчерпы- вающей характеристики залегания слоев при выбранном масштабе ис- следования и в соответствии с его задачами. В таком случае слоистая структура, которая в предыдущих разделах рассматривалась лишь в стратиграфическом аспекте, т. е. с точки зрения последовательности слоев в разрезе, может считаться тектонически охарак- теризованной. К тектонически охарактеризованным слоистым структурам можно отнести, например, горизонтальную, наклонную (моноклинальную), вертикальную слоистые структуры, слоистые струк- туры с несогласиями и без несогласий, складчатые слоистые структуры разных типов и т. д. Залегание слоев в пределах крупных участков (протяженностью в сотни и тысячи километров) осадочной оболочки необходимо рассмат- ривать с учетом кривизны поверхности Земли. Для весьма крупных и «плоских» тектонических форм — синеклиз Н. С. Шатским (1946) было отмечено несоответствие между залеганием слоев, определенным без учета кривизны Земли, т. е. обычным, принятым в геологоразведоч- ной практике способом, и определенным с учетом этой кривизны. Он показал, что тектонические формы, обычно рассматриваемые как во- гнутые (если поверхность Земли на значительном протяжении прини- мается как плоскость), могут оказаться плоскими и даже выпуклыми, если залегание образующих их слоев определено с учетом кривизны Земли (см. рис. 11). Определение залегания слоев с учетом кривизны Земли сущест- венно для выяснения распределения напряжений в земной коре и по- нимания происхождения тектонических форм, таких, как плаканти- клинали и мелкие платформенные складки смятия (Магницкий, 1946; Косыгин и Магницкий, 1948). НАЧАЛЬНОЕ ПОЛОЖЕНИЕ СЛОЕВ Для оценки тектонических деформаций и перемещений, которые испытал слой после его отложения, важно определить его начальное положение, а именно его начальный наклон и место его формирования относительно уровня моря. Первоначальный наклон слоев можно рассматривать как одну из их генетических характеристик. Представление о первоначальном 80 -------------------------------------------------------- Все о геологии http://geo.web.ru/
горизонтальном положении слоев часто выводится из предположения, что слоистое строение осадочной толщи представляет собой результат идеального гравитационного распределения вещества. Такое предпо- ложение лежит в основе ряда приближенных построений, при которых любой наклон слоя рассматривается как результат постседимента- ционных тектонических движений. Первоначально почти горизонтальное залегание, по-видимому, характерно для слоев, откладывавшихся в обширных спокойных водо- емах с ровным дном и в удалении от береговой линии. Однако в условиях морских течений, расчлененного рельефа дна водоема, близости бере- гов, наличия островов, в дельтах и руслах рек, на суше, особенно в предгорных и межгорных котловинах, формировавшиеся слои могли иметь заметные первичные наклоны, которые при реконструкциях тектонических движений должны оцениваться и учитываться. Первич- ные наклоны в косонаслоенных толщах могут достигать 30—40°; при отсутствии косой слоистости первичный наклон может быть 2—5° и даже 8° в песчаных и галечниковых предгорных, дельтовых и при- брежных отложениях (Лахи, 1966). О первичных наклонах слоев можно судить по прямым и косвенным признакам. К прямым признакам от- носятся те из них, которые наблюдаются в самих слоях и позволяют путем соответствующей интерпретации этих признаков определить, начальное положение слоев. Примером использования прямых призна- ков является определение первоначального наклона слоя по положению поверхности материала, частично заполняющего пустоты в породе, по отношению к напластованию (Р. Шрок, 1950; фиг. 1—3, И). Известны случаи более крутых первичных наклонов облекающих слоев. Так, Д. В. Наливкин (1955) пишет о возможных первичных наклонах до- 30—40°, Л. П. Формозова (1959) о наклоне рудных линз месторождения Кок-Булак (Приаралье) в 8°40'. Косвенные признаки используются, например, при рассмотрении палеогеографической обстановки для восстановления положения бере- говых линий и островов, склонов и центральных частей межгорных впадин, русел рек и т. д., что позволяет судить о направлениях перво- начальных наклонов слоев и пределах, в которых лежат возможные величины этих наклонов. Так, В. А. Обручев (1931) указывает случаи первичного негоризонтального залегания слоев: 1) на окраинах водного бассейна, где дно его поднимается к берегу и где осаждавшиеся пласты получали естественный, обыкновенно небольшой наклон от берега; 2) вокруг какого-нибудь островка или отмели, где пласты отлагались моноклинально, т. е. с наклоном во все стороны от общего центра; 3) в конусах вулканов, 4) при косом (диагональном) первичном наслое- нии — в дельтах, дюнах, барханах, в речных и береговых отло- жениях. Первый и второй случаи соответствуют широко распространенному явлению облекания неровностей ложа (дна, рельефа) вновь образу- ющимися осадками. Осадки, повторяющие своими наклонами и изги- бами рельеф ложа, быстро выполаживаются вверх по разрезу, т. е. неровности ложа быстро сглаживаются и облекающие слои уступают место горизонтально осаждающимся слоям, положение которых уже не отражает рельефа ложа. 6 Заказ 206. 81:
Складки, образующиеся в результате облекания неровностей рель- ефа ложа, на котором откладываются вновь формирующиеся осадки, называются складками облекания. Складки облекания могут образовываться до тех пор, пока не будет сглажена поверхность рельефа; иными словами, формирование складок облекания ограничено сравнительно небольшим временем, необходимым для такого сглажи- вания. Высоты антиклинальных и глубины синклинальных складок облекания не превышают размеров неровностей облекаемого рельефа. Складки облекания не могут распространяться на мощные и длительно формирующиеся толщи слоев *. Очень часто, когда выпуклость рельефа соответствует ядру расту- щей антиклинали или купола, наклон отлагающихся здесь слоев обусловливается одновременно как рельефом ложа, так и тектониче- ским перемещением. В таком случае уже в самом процессе отложения слоя постепенно увеличивается угол его наклона. Третий случай, указываемый В. А. Обручевым, соответствует об- разованию антиклинально- и куполоподобных форм, образованных первичными наклонами слоев вулканического материала. Аккумуля- тивные вулканогенные «антиклинали» (купола) связаны с первичным наклоном лавовых потоков от эруптивных центров. Такие антиклинали под названием «вулканических структур» описываются на Урале Г. Ф. Червяковским (1964). В частности, он указывает, что расположенная вдоль западного края Магнитогорского прогиба Ирен- дыкская горная гряда (400 X 10 — 15 км) представляет «аккумулятив- ное вулканической природы поднятие. . . с периклинальным зале- ганием горизонтов лав и туфов относительно центров извержений, чем и обусловлено их восточное падение на восточных склонах и западное на западных. . . характер залегания лав и туфов и их расположение относительно центров извержений показывают, что пликативные дис- локации в формировании этой структуры ие играли сколько-нибудь существенной роли» (стр. 90). Общая площадь, занятая «вулканиче- скими структурами» на Ирендыке, около 3000 км2. Г. Ф. Червяковский считает роль «вулканических структур» во внутреннем строении вулка- ногенных зон Урала весьма существенной, а в ряде случаев решающей. К четвертому случаю, указанному В. А. Обручевым, можно отне- сти первично наклонное залегание слоев в дельтах рек. Здесь действи- тельная мощность толщи дельтовых отложений может оказаться значительно меньшей, чем ее мощность, вычисленная по замерам на по- верхности мощностей составляющих ее слоев (пачек) (Наливкин, 1955). Мощность уфимских красноцветных отложений Предуралья, подсчи- танная по обнажениям Термень-Елгинской моноклинали, составляет около 2000 м, а действительная мощность по данным бурения — всего 317 м (Пустовалов, 1940). О первоначальном положении слоев относительно уровня моря можно судить как по признакам, наблюдающимся в самом веществе слоя (первичные признаки), так и на основании оценки палеогеографи- ческой обстановки. * Развиваемые некоторыми геологами (Чихачев, 1954 и др.) взгляды, что платформенные складки, прослеживаемые в толще мощностью 1—2 км и более, имеют характер складок облекания, являются неправильными. — Прим, автора. «2
НОРМАЛЬНОЕ И ЗАПРОКИНУТОЕ ЗАЛЕГАНИЕ СЛОЕВ Наклон слоев в одном направлении называется монокли- нальным залеганием; тектоническая форма, характеризу- ющаяся моноклинальным залеганием слоев, — моноклинал ью. Моноклиналь, однако, может не представлять собой самостоятельной тектонической формы. Этим термином также обозначают крыло круп- ной антиклинальной или синклинальной складки. В качестве примера моноклинали может быть приведено строение Хадыженско-Ашперонского района Северо-Западного Предкавказья (см. рис. 7). Моноклиналь образована фораминиферовыми слоями верх- него эоцена, майкопской серией, средним и верхним миоценом. Здесь нет идеально правильной моноклинали с единообразным наклоном слоев постоянной мощности. Она обладает рядом усложнений, что почти всегда имеет место в природных условиях: 1) наклон слоев меняется — в поднятой части моноклинали они залегают полого, ниже по падению они наклонены круче и далее вниз по падению снова выполаживаются; 2) мощности некоторых горизонтов увеличиваются в направлении паде- ния; 3) некоторые горизонты, присутствующие в нижних участках мо- ноклинали, выклиниваются по восстанию; 4) в моноклинально наклон- ной толще некоторые горизонты отделены друг от друга поверхностями несогласия; 5) верхние горизонты залегают более полого, чем нижние, что стоит в связи с изменением мощностей и наличием несогласных за- леганий. Слои могут иметь значительный наклон, принимать вертикальное положение и, переходя через него, запрокидываться. Важно уметь различать опрокинутое залегание слоя от нормального. В достаточно мощной толще слоев с выделяющимися внутри нее несколькими горизонтами, относительный возраст которых известен, нормальное или опрокинутое залегание легко определяется по взаим- ному расположению зтих горизонтов. Необязательно, чтобы эти гори- зонты были охарактеризованы палеонтологически, если в соседних разрезах они достаточно четко прослеживаются по другим (литологи- ческим) признакам. Однако часто, особенно в толщах однообразного состава, затруднительно выделить хотя бы два горизонта, из которых один достоверно моложе другого. В таких случаях для определения нормального или запрокинутого положения слоев пользуются другими признаками, в частности особенностями текстур поверхности слоя (волновая рябь, следы капель, следы ползания животных и т. д.) или же положением остатков бентосных организмов. Ряд признаков, определяющих залегание слоя, приводят В. А. Об- ручев (1931), Н. Б. Вассоевич (1932), А. М. Кузьмин (1950), Н. Н. Гор- ностаев (1925), В. Т. Мордовский (1951). В нефтепромысловой и разведочной практике в установлении опро- кинутого залегания слоев первостепенное значение имеют геофизиче- ские данные. Так, зная конфигурацию диаграмм электрического иссле- дования скважин для участков нормального залегания слоев, можно определять участки запрокинутого залегания слоев в тех случаях, когда вся последовательность пик электродиаграммы наблюдается в обратном порядке, т. е. оказывается как бы перевернутой. Само собой разумеется, 6* 83
1860 -1540 1560 1560 1600 1620 1640 1660 1680 1700 1720 1740 1760 1780 1800 1820 18-Ю что’в таких случаях во избежание ошибок, осно- ванных на случайных совпадениях, необходимо учитывать всю совокупность других геологиче- ских материалов по данной площади, в частности литологические и микропалеонтологические дан- ные, а также диаграммы электрического исследо- вания смежных скважин. В качестве примера определения опрокину- того залегания слоев приведем часть диаграммы электрического исследования одной из скважин Холмского района Северо-Западного Предкав- казья. Вначале скважина проходила слои, зале- гающие в нормальной последовательности, зафик- сированные на диаграмме пиками от 30 до 1. Ниже слоя, соответствующего пику 1, скважина пересекла перегиб слоев и затем пересекла слой, соответствующий пику 1а, являющимся зеркаль- ным отображением пика 1. Идущая книзу последо- вательность пик от 2а до 30а является почти точным зеркальным повторением верхнего участка разреза и соответствует подвернутому крылу складки (рис. 12). Использование признаков опрокинутого зале- гания слоев имеет практическое значение главным образом в районах интенсивной складчатости, а также развития подводнооползневых явлений. СОГЛАСНОЕ И НЕСОГЛАСНОЕ ЗАЛЕГАНИЕ СЛОЕВ Структурными отношениями в слоистой структуре являются согласное и несо- гласное залегание слоев. Согласным залеганием двух смежных слоев называется такое их структурное отношение, при котором одна из границ напласто- вания, ограничивающая один из слоев, на всем его протяжении является также границей напластова- ния другого слоя. Иными словами, кровля одного слоя этой пары является подошвой другого слоя. Согласное залегание любой совокупности (серии) слоев определяется тем, что любая пара смежных слоев, входящих в эту серию, характеризуется согласным залеганием. В иных случаях имеет место несогласное залегание. Общая граница между слоями первой и вто- рой серий, вдоль которой определено структурное Рис. 12. Диаграмма электрического исследования сква- жины, которая пересекла нормальное и опрокинутое крылья складкп S4
отношение этих серий как несогласное залегание, называется поверхностью несогласия. Поверхность несогласия всегда может быть приведена в со- ответствие с некоторой поверхностью перерыва, если расчленение хроностратиграфического поля, в котором проведена эта поверх- ность, достаточно детально, чтобы отразить различие геологического возраста слоев, разделяемых рассматриваемой поверхностью несо- гласия. Два смежных слоя, разделенные поверхностью перерыва, следует считать несогласно залегающими, поскольку при движении вдоль этой поверхности можно рассчитывать на появление новых слоев, сформи- ровавшихся во время, отвечающее рассматриваемому перерыву. В таком случае верхний из двух слоев окажется залегающим на нескольких слоях, что характерно для несогласного залегания. Следовательно, любая поверхность перерыва может рассматриваться как поверхность несогласия. Поверхность несогласия может быть охарактеризована определен- ной протяженностью, размерами и формой в плане, а также угловыми соотношениями слоев нижней и верхней серий (углом несогласия) в каждой точке этой поверхности. Поверхность несогласия по своим размерам и форме в плане отве- чает области, в пределах которой отложения или не формировались или происходил их размыв. Такими областями могли быть или область древних поднятий земной поверхности, время воздымания которых отвечает возрасту поверхностей перерывов, или древние речные до- лины и эрозионные впадины иного происхождения, или, наконец, размывавшиеся течениями участки морского дна. Условия и длитель- ность образования древнего поднятия, крупного или небольшого по размерам, обусловливает не только размеры и форму поверхности несогласий, но и частоту их встречаемости в вертикальном разрезе осадочной толщи на площади этого поднятия. В первом приближении может быть принято, что если поверхность Земли в период формирова- ния рассматриваемого поднятия лежит ниже уровня моря, то одновре- менно с ростом поднятия происходит накопление осадков, если же она лежит выше уровня моря, то осадки не отлагаются или же происходит их размыв; так возникает перерыв в формировании осадочной толщи и соответствующее ему несогласие. Отсюда следует, что уровень моря мог бы рассматриваться как некоторая «критическая» поверхность в фор- мировании осадочной толщи, положениями которой (поверхности) определяется согласное или несогласное отношение слоев в ней. Однако в действительности дело обстоит не так просто: поверхность, отделя- ющая область накопления осадков от областей размыва, имеет более сложную форму и занимает далеко не стационарное положение. С одной стороны, местами происходят подводные размывы или снос уже образовавшихся осадков вследствие течений и явлений под- водного оползания; таким образом, могут возникнуть нарушения не- прерывности осадкообразования в области морского водоема без подъема поверхности дна выше уровня моря. С другой стороны, в континен- тальных областях, расположенных значительно выше уровня моря, происходило и происходит осадконакопление, которое может быть 85
весьма интенсивным как вблизи крупных горных сооружений (молас- совые толщи), так и в равнинных областях (континентальные серии некоторых платформенных синеклиз). Если учесть эти поправки, то окажется, чтоналичие перерыва в осадконакоплении обычно (не всегда) свидетельствует о поднятиях, которые вывели поверхность из области накопления осадков в область размыва. Факт непрерывности разреза осадочных образований опять-таки не всегда свидетельствует об усло- виях непрерывного прогибания; непрерывный разрез может также фор- мироваться при заполнении осадками межгорной впадины как крупной отрицательной формы рельефа, не испытывающей прогибания. Следует отметить, что понятие «непрерывности» осадочной оболочки является относительным и применяется нами с известной долей условности для обозначения толщ, лишенных крупных перерывов, так или иначе ощу- тимых при хроностратиграфических сопоставлениях. РЕГИОНАЛЬНЫЕ И МЕСТНЫЕ НЕСОГЛАСИЯ Рассмотрим два случая возникновения несогласного залегания в осадочной толще в связи с ростом поднятий. В случае значительных по площади, но медленных крупных под- нятий возникают области сплошной денудации, происходит размыв и нивелирование поднимающихся возвышенностей. В процессе поднятия слоистая структура испытывает те или иные дислокации, причем формы рельефа, соответствующие возникающим структурным формам, раз- рушаются одновременно с их развитием. При прекращении подъема, завершении размыва образовавшихся поднятий и новом погружении возобновляется формирование осадочной толщи и вновь образующиеся слои располагаются на нижележащих деформированных и размытых слоях, отделяясь от них поверхностью несогласия. Такая поверхность несогласия распространяется на боль- шую площадь и может быть названа региональной поверх- ностью несогласия, или региональным несо- гласием. Соответствующий этому несогласию перерыв в форми- ровании осадочной толщи называют региональным пере- рывом. Примерами региональных несогласий и перерывов являются перерывы и несогласия в основании девонской системы на Русской платформе, между юрой и палеозоем в Саратовском районе, между юрой и подстилающими породами в бортовых участках Вилюйской синеклизы, в основании девонской системы Минусинских впадин и т. д. Связь региональных несогласий с крупными поднятиями была разъяснена Н. С. Шатским (1951) на примере юго-восточного окончания Большого Кавказа. Здесь «намечаются протягивающиеся вдоль хребта полосы, в которых с севера на юг уменьшаются или сглаживаются при- знаки несогласного залегания и стратиграфических перерывов; южная из них — область особенно интенсивного прогибания межгорного прогиба, северная — область молодого альпийского вздымания Глав- ного Кавказского хребта. В этой большой положительной структуре намечается такое же увеличение несогласий и перерывов по сравнению с южным прогибом, какое известно и в отдельных частных антиклина- лях в сравнении с окаймляющими их мульдами средней полосы. Сле- довательно, отмеченные региональные несогласия приурочиваются 86
к определенным крупным тектоническим структурам и характерны только для них» (стр. 633—634). Подробно рассматривавший примеры регионального несогласия Н. С. Шатский указывает, что в Центральном Кобыстане наблюдается предпонтический перерыв, который имеет «региональный характер, охватывая большие площади, начиная от окрестностей Шемахи, Сун- динского плато через весь Кобыстан до Апшеронского полуострова включительно» (стр. 630). Этот перерыв прослеживается по простира- нию складчатости на 120 км, а вкрест простирания — на 50 км с лиш- ним. В Южном Кобыстане «предпонтическое региональное несогласие выражено менее резко. В некоторых случаях мэотические слои связаны с понтом, по-видимому, постепенным переходом» (Шатский, 1951, стр. 633). Региональные несогласия не представляют собой однородного геологического явления; они могут быть различными, завися от осо- бенностей развития тех крупных структурных форм, с которыми они связаны. В условиях геосинклинальных областей М. В. Муратов (1949) различает разновидности регионального несогласия, в частности «крае- вое трансгрессивное несогласие» и «несогласие смещения» (или мигра- ционное) — рис. 13. Несогласия и перерывы, соответствующие небольшим по размерам поднимающимся участкам и сменяющимся в стороны непрерывным и согласным залеганием слоев, называются местными пере- рывами и несогласиями. По Н. С. Шатскому (1951), выдвигание на антиклинальных участках островов и мелей, с которыми связано возникновение местных несогласий, зависит от двух причин: в одних случаях вздымание связано с общим региональным подъемом области, в других — с более интенсивным поднятием антиклиналей. Местные несогласия хорошо изучены на некоторых соляных ку- полах Эмбы (налегание апта на кунгурскую соль на Южном Пекине, налегание неокома на верхнюю и нижнюю пермь на Восточном Байчу- насе и т. д.; местные перерывы и несогласия Пекине и Байчунаса рас- пространяются не на весь купол, а лишь на отдельные его части, огра- ниченные сбросами). При местных несогласиях можно (двигаясь по а б Рис. 13. Схема трансгрессивного (а) и миграционного (б) несогласий. По М. В. Муратову (1949) 87
падению) проследить появление новых слоев и горизонтов, уве- личение их мощностей, а также изменение их литологического состава. Наряду с прослеживанием несогласий в горизонтальном напра- влении необходимо фиксировать их положение в разрезе. При этом может оказаться, что одни участки будут охарактеризованы многочи- сленными несогласиями и частым их расположением в разрезе, другие участки, наоборот, редкими несогласиями. Первые участки будут соот- ветствовать поднятиям или антиклиналям, формирующимся в про- цессе отложения данной осадочной толщи, а вторые — прогибам или синклиналям. Связь между местными и региональными перерывами и несогла- сиями показана В. В. Вебером при исследовании им северо-западной части Апшеронского полуострова и прилежащих частей Кобыстана (1932). В северо-западной части Апшеронского полуострова им отме- чался местный перерыв между продуктивной толщей и нижележащими понтическими слоями. В пределах сравнительно небольших антикли- нальных складок в одних участках происходил еще размыв понтических отложений, в то время как в других участках уже отлагались нижние горизонты продуктивной толщи; таким образом, здесь возникали мест- ные несогласия. В Кобыстане на расстоянии нескольких десятков километров надпонтическое несогласие разрасталось, вследствие чего на понтические слои ложились непосредственно слои акчагыльского яруса и продуктивная толща полностью выпадала из разреза; следова- тельно, здесь возникло явление регионального несогласия. При изучении кайнозойских моласс Ферганы В. И. Поповым (1940) установлена неповсеместная распространенность некоторых не- согласий, связанная с формированием всей Ферганской впадины в це- лом. Так, «в южных предгорьях ферганской котловины нижнее несо- гласие приурочено к основанию нижнечетвертичных конгломератов сухих дельт, к центру же котловины это несогласие исчезает. Здесь остается только несогласие между этими конгломератами, также под- вергавшимися дислокации, и более молодыми четвертичными выносами рек (которое наблюдается в предгорьях). Таким образом, ближе к центру Ферганской котловины самым нижним оказывается уже более молодое несогласие» (Попов, 1940, стр. 25). В краевых участках Ферган- ской впадины несогласий больше, чем в ее центральной части. На крае- вых участках эпохи денудации и аккумуляции сменялись часто и по- тому возникло много несогласий. При движении к центру впадины стратиграфический объем и число перерывов уменьшалось, а несогласия сменялись согласным залеганием слоев. В. И. Попов считает, что происхождение угловых несогласий (дискорданогенез), развивающихся на окраинах впадин, существенно отличается от происхождения угловых несогласий, кото- рые в то же время образуются на ограничивающем впадину активном поднятии, являющемся зоной питания — осадконакопления впадины. В то время как во впадине более молодые горизонты залегают поверх более древних, в поднятиях «более молодые осадки (террасы), наоборот, обычно занимают более низкое гипсометрическое положение на скло- нах долин по сравнению с более древними террасами . . . ». На гра- 88
нице поднятия и впадины литологические горизонты «пересекаются», образуя «ножницы» (рис. 14). Возникновение несогласий в четвертичных отложениях Южной Ферганы было описано С. С. Шульцем (1939). Рассматриваемые им от- ложения — конгломераты древних сухих дельт Соха и Шахимардана — разделяются на две свиты. Обе свиты смяты в складки и разделены несогласием. Несогласия прослеживаются также внутри свит. Несогла- сия не распространены регионально и, по наблюдениям С. С. Шульца, объясняются единым складчатым процессом, протекавшим в условиях континентального осадконакопления, причем конгломераты сухих дельт с течением времени, мигрируя к северу (к центральной части Ферганской впадины), перекрывали начавшие свое образование, но уже отчасти размытые складки и вместе с подстилающими их породами продолжали тот же складчатый процесс. Формирование несогласий в континентальных условиях Южной Ферганы С. С. Шульц представлял следующим образом: «Накопление осадков на размываемой поверхности поднимающегося и собирающегося в складки участка не требует окончания складчатого процесса, а может происходить и одновременно с ним. Для смены денудации аккумуляцией нет даже необходимости предполагать, что сминаемый участок вместо дальнейшего общего поднятия стал опускаться, хотя такое объяснение и является наиболее простым. Мы знаем, что режим экзогенных про- цессов зависит от целого ряда причин помимо тектоники (хотя бы от изменения климата). Так, например, речная долина, врезающаяся в мед- ленно поднимающийся участок суши, может начать загружаться про- дуктами разрушения склонов и аллювием в результате уменьшения количества воды в протекающей по ней реке. Наконец, даже при неиз- менности всех условий существования рассматриваемого участка суши расчленение его поверхности может смениться образованием на ней (с скрытным нормальным ! угловым несогласием) Рис. 14. Схема дискорданогенеэа. По В. И. Попову (1940) Террасы 89
покрова осадков в результате изменения характера рельефа соседнего района и количества и условии седиментации выносимых оттуда про- дуктов разрушения последнего» (Шульц, 1939, стр. 33). ТИПЫ НЕСОГЛАСНЫХ ЗАЛЕГАНИЙ В основу выделения типов поверхностей несогласия могут быть положены приведенные выше признаки (размеры и форма в плане, распределение по площади углов несогласия). Однако если речь идет о несогласном залегании как структурном отношении, то оно может быть различным в различных точках поверхности несогласия. Так, если несогласие связано с поднятием, которое прекратило свой рост перед образованием первого слоя верхней толщи, располагающейся над поверхностью несогласия (рис. 15), то на всем протяжении этой поверхности угол несогласия будет изменяться от нулевых значений за пределами поднятия и в его центре (своде), достигая максимума па его крыльевых перегибах. На этом рисунке различаем участки с согласным залеганием (А), с угловым (В) и парал- лельным (С) несогласным залеганием. Очевидно, что параллельное несогласие, которое, по А. А. Богданову (1949), «выражается переры- вом в серии вполне параллельно пластующихся слоев», в нашей модели представляет лишь частный и местный случай. Если верхняя толща залегает не горизонтально (наклонна или изогнута), в разных точках поверхности несогласия могут различаться не только углы падения, но и азимуты падения слоев, разделяемых этой поверхностью толщ. В таком случае говорят об азимутальном несогласии. Географическое несогласие, которое, по А. А. Бог- данову, представляет своеобразную форму углового несогласия Рис. 15. Схема несогласных залеганий 1 — поверхности несогласий; 2 — разломы; 3 — кривая распределения уг- лов несогласия. А, Е — участки с согласным залеганием; В, D — участки с уг- ловым несогласным залеганием; С —- участки с параллельным несогласным за- леганием 90
с малым (менее 1°) углом, легко выделяемое на геологических картах и представляющее связующее звено между параллельным и угловым несо- гласием, также поясняется приведенным рис. 15 при региональных раз- мерах поверхности несогласия и малых (менее 1°) углах наклона слоев в толще, располагающейся ниже этой поверхности. При блоковой струк- туре нижней толщи могут существовать поверхности несогласия, целиком в пределах того или иного блока представленные или парал- лельным (см. рис. 15С) или угловым (см. рис. 15D) несогласием. Если несогласие связано с поднятием, которое продолжало свой рост после формирования поверхности несогласия, то несогласное за- легание осложняется явлениями прилегания, при котором слои вышележащей толщи не только перекрываются, но и прислоняются к слоям нижележащей толщи (см. рис. 15В). Прилегание исключительно характерно для несогласий, связанных с заполнением впадин эрозион- ного происхождения (см. рис. 15Е), причем оно может быть как парал- лельным, так и угловым (соответственно простое и сложное прилегания, по А. К. Башарину, 1961). Разновидностями прилегания является ингрессивное за- легание, а также трансгрессивное несогласие, связанное с постепенным расширением бассейна, отлагающего слои после перерыва осадконакопления, и выражающееся в том, что молодые слои толщи, формирующейся над поверхностью перерыва, имеют более широкое распространение, чем нижележащие, и переходят с них непо- средственно на поверхность несогласия. Трансгрессивное несогласие, как и всякое прилегание, может быть параллельным (простым) и угло- вым (сложным) (Башарин, 1961). Несогласное залегание может устанавливаться сравнением диаграмм элек- трического исследования скважин. Например, по данным В. Н. Дахнова (1948) хорошо прослеживается параллельное несогласие между намюрским ярусом и верейским горизонтом московского яруса на одной из площадей Волго-Уральской области. Кровля карбонатных пород намюра с высокими кажущимися электриче- скими сопротивлениями обнаруживает значительные неровности, которые следует объяснить размывом. Вышележащая же верейская толща с низкими сопротивле- ниями заполняет неровности размытого рельефа намюрских известняков. Второй пример касается установления трансгрессивного несогласия. Здесь сопоставление геологических разрезов скважин показало наличие двух коррелируемых толщ (в и б) наклоненных пород с различными углами падения. Оказалось, что горизонты толщи а трансгрессивно лежат на поверхности толщи б (Дахнов, 1948) — см. рис. 16. Большие работы по выявлению поверхностей несогласия по электрокаротажу в девонской толще Волго-Уральской области были проведены В. П. Бухарцевым иМ. Ф. Мирчинком в 1955 г., а позднее А. М. Скловским и А. Г. Волохом (1964). Как указывает В. А. Долицкий (Сорокин и др., 1950), поверхности несо- гласия являются наиболее выдержанными отражающими поверхностями, выявляе- мыми сейсморазведкой. Наиболее постоянные из них в Эмбенской нефтеносной области связываются с подошвами меловой и третичной толщ, залегающих несо- гласно на нижележащих отложениях. На Русской платформе хорошие отражающие горизонты связаны с подошвой мезозоя, несогласно залегающего на палеозое; и с подошвой угленосной свиты визейского яруса, несогласно залегающей на тур- нейском ярусе. В пределах Западно-Сибирской низменности такие горизонты рас- положены в основании мезозоя, несогласно налегающего на палеозой. Таким обра- зом, сейсморазведка позволяет в ряде случаев по положению отражающих поверх- ностей надежно устанавливать поверхности несогласия и определять угол несо- гласия. --------------------------------------------------------------- <)(
Иногда в качестве особого типа выделяются так называемые скры- тые несогласия. В одних случаях так называются плохо рас- познаваемые поверхности несогласий (перерывов), поскольку породы верхней толщи трудно отличимы от пород нижней толщи.Так, А. А. Бог- данов (1949) в качестве скрытого несогласия описывает несогласие с неясно выраженной поверхностью раздела, а именно залегание сред- него девона на докембрийских гранитах по р. Кальмиус на южной окраине Донбасса. Здесь наблюдается постепенный переход от гранитов к среднедевонским песчаникам. «Граниты сохраняют массивное сло- жение в основании разреза, вблизи кровли сильно разрушены и пред- ставляют рыхлый элювий, который разваливается в труху от удара молотком. Выше разрушенные граниты очень постепенно переходят в грубый аркозовый песчаник. Этот песчаник, в свою очередь, сменяется более тонкими, лучше отсортированными песчаниками, которые внизу лишены слоистости, а вверху имеют ее» (Богданов, 1949, стр. 46). В других случаях скрытым, или диспе рсным, несогласием называют непараллельное залегание слоев, получившееся в результате неравномерного накопления осадков на антиклинали и в синклинали. Так, «скрытым несогласием» В. И. Попов (1940) именует изменение с глубиной углов наклона, образующееся вследствие роста складки при непрекращающейся седиментации. Для установления скрытых несогласий в толще непрерывно отлагающихся осадков В. И. Попов рекомендует сравнивать «два более или менее удаленных осадочных горизонта», а разобщающие их пласты не принимать во вни- мание вследствие «... неизмеримо малой величины несогласия от слоя к слою» (стр. 33). Выделение «скрытых», в понимании В. И. Попова, или «дисперсных» несогласий и вообще характеристику непараллельного залегания слоев в непрерывном разрезе как несогласия следует считать неправильным. Дело в том, что в условиях повсеместности и непрерывности тектони- ческих движений (это устанавливается, в частности, анализом распре- деления современных движений по поверхности земного шара и данными повторных нивелирований) слои вообще отлагаются с той или иной сте- пенью иепа рал дельности, которая может быть ясной, но может быть и практически незаметной. Учитывая эту обязательную некоторую пе- на рал дельность слоев, приходим к выводу о повсеместности и обяза- тельности так называемых «скрытых» или «дисперсных» несогласий. В таком случае, естественно, их не следует выделять, ибо они отражают свойство, вообще присущее непрерывной осадочной толще. Несогласие и перерыв — сопряженные явления, и их нельзя рассматривать одно- без другого. ГЛУБИННЫЕ СЛОИСТЫЕ СТРУКТУРЫ ПРЕДСТАВЛЕНИЕ О ГЛУБИННЫХ СЛОИСТЫХ СТРУКТУРАХ Помимо выделяемой по петрографическим и биостратиграфическим признакам слоистой структуры осадочной оболочки, в пространстве Земли, как уже указывалось, могут существовать другие слоистые структуры. К числу их относится, например, слоистая структура, 93
обязанная гравитационной дифференциации вещества при застывании плутонов, слоистые структуры геоэлектрической природы, образу- емые слоями различной электропроводимости, которая изменяется в зависимости от состава поровых вод, а также с глубиной в соответствии с термодинамическими условиями и т. д. Подобного рода слоистые структуры носят глубинный характер; расположение слоев в этих структурах не подчинено закону последовательности напластования, а следовательно, не может быть непосредственно использовано для реконструкции истории Земли. В глубинных слоистых структурах фиксируются не процессы, последовательно проходившие на поверх- ности Земли, а процессы распределения и различных изменений веще- ства в недрах планеты. Для суждения о внутреннем строении Земли и процессах распределения вещества в ее недрах наиболее существен- ной является глубинная слоистая структура, устанавливаемая по ско- ростям прохождения упругих волн. ОСНОВНЫЕ ЭЛЕМЕНТЫ СЛОИСТОЙ СТРУКТУРЫ ЗЕМНОЙ КОРЫ И МАНТИИ ПО СКОРОСТЯМ ПРОХОЖДЕНИЯ УПРУГИХ волн Изучение фигуры Земли и сопоставление ее с фигурой равновесия неоднородной вращающейся жидкости показывает, что Земля в целом находится в состоянии гидростатического равновесия. Отсюда, а также из существования неравномерного распределения плотности от поверх- ности к центру делается вывод о слоистом строении Земли (Магницкий, 1953, стр. 81). Представление о слоистом строении Земли уточняется изучением упругих свойств (сейсмические данные). Согласно Б. Гутенбергу (1963) основными элементами сферической слоистой структуры Земли можно считать кору (Crust, ёсогсе, croute terrestre), мантию (Man- tel, mantle, manteau) и ядро (Kern, core, noyau). На границе коры и мантии (поверхность Мохоровичича, «Мохо», «М»), а также мантии и ядра скорости сейсмических волн изменяются резким скачком, т. е. эти границы являются геологическими границами пер- вого рода. В соответствии со схемой Р. Е. Буллена (Bullen, 1953) принимаются следующие обозначения слоев Земли: А — земная кора, В, С, D', D" — различные слои мантии, Е — внешнее ядро, F — переходная зона и G — внутреннее ядро. Граница ядра является наиболее отчет- ливым сейсмическим разделом в теле Земли; скорость продольных волн здесь изменяется скачком от 13,2 до 8,5 км!сек. Представление о земной коре как наружном слое Земли, ограниченном снизу поверхностью Мохоровичича, является наиболее принятым, и именно этот смысл будет вкладываться в термин «земная кора» в процессе дальнейшего изложения. Следует иметь в виду суще- ствование иных толкований этого термина. Например, под земной корой иногда подразумевается верхняя оболочка Земли мощностью 700 км, в пределах которой возникают землетрясения (Беньоф, 1957), или даже «поверхностные слои Земли, которые участвуют в формиро- вании изотопов свинца» за счет распада урана и тория (Найденов и Чердынцев, 1967, стр. 688). 9'1
В пределах континентального блока земной коры обычно выде- ляется верхний слой (А,) со скоростями продольных волн (Кв) от 5,1 до 6,4 км/сек и скоростями поперечных волн (Fs) 3,0—3,8 км/сек и нижний слой (А2) с Vp от 6,1 до 7,4 км/сек и VK от 3,6 до 4,2 км/сек (Гутенберг, 1963, табл. 6). Между ними местами проводится г р а и и ц а Конрада, установленная в 1925 г. при изучении волн от земле- трясения в Восточных Альпах. Как отмечают И. П. Косминская и Ю. М. Шейнманн (1965), по- верхность Конрада надежно определяется лишь при глубине ее зале- гания не более ~ или ~ от глубины поверхности М. Граница Конрада является границей второго рода, а в ряде случаев проводится как услов- ная (статистическая) граница. Кроме того, граница Конрада в разных районах проводится в разных интервалах скоростей. Например, в Юж- ной Зеландии она разделяет части земной коры со значениями 6,0 и 6,3 км/сек, а в Калифорнии 6,4 и 7,1 км/сек. В типичной океанической коре верхний слой отсутствует, а нижний слой обладает относительно узким диапазоном Vp (6,3—7,0 км/сек) и поэтому, вероятно, иным более однообразным петрографическим и химическим составом, чем в пределах континентального блока. Наряду с континентальным и океаническим типами земной коры выделяется целая серия промежуточных типов. К ним относится, например, «подледниковый тип» земной коры, характеризующийся небольшой мощностью верхнего слоя при большой мощности земной коры в целом (Шустова, 1966). В районах, где проведены детальные исследования методом ГСЗ, намечается разделение коры на более тонкие слои. Б. Гутенберг (1963) пишет, что между поверхностями Конрада и Мохоровичича для несколь- ких континентальных областей указаны слои с Vр = 6,5—7,0 км/сек и 7,0 км/сек. П. Калаи в 1958 г. по данным исследований в Западном Средиземноморье предположил возможность существования так назы- ваемого «диоритового слоя» с V =6,1 км/сек, занимающего проме- жуточное положение между «гранитным» и «базальтовым» слоями. В Центральной Европе выделен разделФерча, располагающийся па 3—9 км выше поверхности Конрада (Ведерке, 1960). Представления о степени расчлененности коры в различных районах часто связаны с различиями детальности и методики исследований. При переходе через поверхность Мохоровичича Vp резким скач- ком возрастает до 8,1—8,2 км/сек, a Ve до 4,7 км/сек. Однако в некото- рых районах «... определение границы М затруднено, намечается целая зона перехода от коры к мантии» (Косминская и Шейнманн, 1965, стр. 6). В Кордильерах Северной Америки в области «бассейнов и хребтов» согласно Куку (Хайн, 1964) ниже «базальтового слоя» с V = 6—6,4 км/сек, но выше поверхности М располагается промежу- точный слой с Vp = 7,4—7,7 км/сек, именуемый «смесью мантии и коры» (mantle-crust mix). Граница между слоями мантии В и С располагается на глубине, близкой 400 км (Магницкий, 1965), причем переход от В к С является непрерывным. Эта граница называется также «20-ти градусной грани- цей раздела», так как намечается по резкому изменению наклона годо- 95
трафов на эпицентральном расстоянии 20°. Ю. В. Ризниченко (1963) рекомендует ее называть «границей Голицына», поскольку она уста- новлена впервые Б. Б. Голицыным в 1916 г. Б. Гутенберг (1963) глубину границы слоев мантии С и D' опре- деляет в 950 км, а слоев D' и D" предположительно в 2700 км. В. А. Магницкий (1965) считает, что возможность существования внутри Земли других границ, кроме поверхности Мохоровичича и по- верхности ядра, является проблематичной. Он отмечает, однако, что в литературе есть указания на наличие нескольких таких границ. Наиболее достоверными ему представляются разделы, с которыми связаны отраженные волны, получавшиеся при сильных взрывах (глу- бина 190, 520 и 910 км), а также уровни резких изменений амплитуд смещения волн Р и S (глубины 200, 900 км, а также 1200 и 1800 км). По сейсмологическим данным устанавливается существование в ман- тии Земли слоя низких скоростей, который служит проводником сейсми- ческой энергии — каналом или волноводом для сейсмических волн. Такой слой начинается на континентах на глубине 100—200 км, под дном океанов на глубине 50—60 км, а по некоторым данным под Атлан- тическим и Индийским океанами на глубине 20 км. Существование волно- вода может быть связано с нагревом вещества мантии (Магницкий, 1965). О более тонкой по сравнению со схемой Буллена структуре мантии говорят данные региональных сейсмологических исследований по- следних лет. Так, Р. 3. Тараканов и Н. В. Левый в переходной зоне от Азиатского материка к Тихому океану в мантии на глубинах 65—90, 120—160, 230—300 и 370—430 км выделяют четыре астеносферных слоя с усиленным поглощением поперечных волн, перемежающихся со слоями повышенной прочности (Васильковский и Туезов, 1966). Строение мантии до глубины 1400 км исследовалось (Лукк, 1966) по записям землетрясений Памиро-Гиндукушской зоны на пяти стан- циях, расположенных по профилю от Средней Азии до Восточной Сибири. Выяснилась значительная расчлененность верхней мантии. Кроме волновода на глубинах 110—150 км, т. е. слоя, в пределах которого градиент нарастания скоростей волн с глубиной уменьшается по сравнению с нормальными его значениями, выделены границы раз- дела по продольным волнам на глубинах 400, 700, 730 и 906 км. ^Первый раздел соответствует «20-ти градусной границе». По наблюдениям над поперечными волнами на глубинах 300—390 км предполагается волновод. А. А. Лукк (1966) указывает на возможность того, что вещество оболочки здесь переходит в пластическое состояние с малым сдвиговым напряжением. «Если допустить существование такой пластич- ной области по всему земному шару, — пишет А. А. Лукк (стр. 116), — то возможно, что именно в ней и происходят тектонические процессы, протекающие в подкоровом слое и коре». А. А. Лукк (1966) отмечает также, что в пределах слоя 700—780 км происходит необычайно резкое нарастание скоростей сейсмических волн, что может говорить о резком изменении здесь свойств вещества мантии. Наблюдениями в районе Ту райской плиты установлено (Булин, 1963; Рябой, 1966), что местами верхи мантии дифференцированы, что выражается в наличии сейсмической границы Мъ прослеживаемой на 10—20 км глубже поверхности М. Высокая степень дифферен- S6-------------------------------------------------------------
циации вещества мантии (наличие границы М4) соответствует районам наибольшей новейшей тектонической активности. Для того же района (профиль ГСЗ Копет-Даг — Аральское море) намечается четыре сей- смические границы в мантии: М15 залегающая согласно с М на 10— 15 км ниже ее, М2, залегающая несогласно с М на глубинах от 70 до 80 км, М3 и М4, залегающие согласно с М2 соответственно на глу- бинах 90—95 и 110—120 км. Отмечается, что верхняя мантия является слоистой и слабо дифференцированной по скоростям средой и по своему строению существенно не отличается от коры. ИСТОЛКОВАНИЕ СЕЙСМИЧЕСКИХ СЛОЕВ И ГРАНИЦ. СООТНОШЕНИЕ ЗЕМНОЙ КОРЫ И ОСАДОЧНОЙ ОБОЛОЧКИ. ТЕКТОНОСФЕРА Для изучения строения и развития Земли в целом или только земной коры существенно выяснение соотношений слоев, выделяемых по сейсмическим данным, и других структурных элементов, выделяе- мых в осадочной оболочке Земли по петрографическим и биостратигра- фическим признакам, в частности интерпретация сейсмических слоев на языке петрографических или геохимических терминов. В настоящее время практически отсутствуют непосредственные измерения, которые позволили бы провести корреляцию между сейсми- ческими и петрографическими (или геохимическими) признаками в пре- делах выделяемых по сейсмическим данным слоев или вдоль разделя- ющих их поверхностей. Для поверхности Мохоровичича и соответственно низов коры и самых верхов мантии такие измерения могут быть произ- ведены только в образцах, которые предполагается извлечь из сверх- глубоких скважин, проектируемых до мантии. Согласно Б. Гутенбергу (1963), сейсмические разделы внутри Земли могут быть обусловлены: 1) изменением химического состава земных недр, 2) фазовыми переходами между жидкой и твердой или же между двумя твердыми фазами. На основании сравнения скоростей волн от землетрясений со ско- ростями волн, определенными в лабораторных условиях для горных пород различных типов, слой А± называют «гранитным слоем», а слой А2 — «базальтовым слоем», или «слоем габбро». Так, Vp в граните при атмосферном давлении и комнатной температуре составляет 4,0— 5,6 км/сек, а в термодинамических условиях, соответствующих глубинам от 1 до 32 км, постепенно повышается от 5,96 до 6,27 км/сек', Vp в габ- бро в нормальных условиях составляет от 6,3 до 6,7 км/сек, повышаясь в указанном выше интервале глубин от 6,70 до 6,83 км/сек. Если петро- графические наименования слоев А4 и А2 основывать на сравнении скоростей, то для А2 название «слой габбро» более удовлетворительно, так как Vp в базальтовой породе лежит ближе к «гранитным скоростям» (Гутенберг, 1963, табл. 3 и 5). Высказывалось мнение, что «базальтовый слой» может быть образован метаморфическими породами среднего состава (Резанов, 1960, 1962). Б. Гутенберг (1963, стр. 39) подчерки- вает, что «такие выражения, как сиалический, гранитный, базальтовый и ультрабазальтовый, или ультраосновной, слои, используются боль- шинством геофизиков, чтобы охарактеризовать только различные ско- рости упругих волн». К этому надо добавить, что применение петро- 7 Заказ 206. 97
графических названий для «сейсмических» слоев крайне нежелательно, так как забвение условности этих названий, невольное придание им петрографического содержания может привести к неправомерному переходу из «пространства упругих свойств» в «петрографическое пространство», нарушению принципа специализации, смешению поня- тий и необоснованным построениям. В связи с этим подчеркнем еще раз необходимость строгого разгра- ничения осадочной оболочки, определение которой было дано на стр. 42 этой главы, иземной коры, выделяемой по сей- смическим данным. Нижняя граница земной коры определена и может картироваться. Нижняя граница осадочной оболочки неизвестна, так же как неизвестна подошва архейских образований. Во всяком случае, все горные породы, которые мы знаем, а также все изучаемые нами ассоциации горных пород, такие как геологические, в том числе магматические формации, геосинклинальные комплексы, интрузивные тела и т. д., принадлежат к осадочной оболочке, так как представлены осадочными породами или расположены среди осадочных пород. В качестве крупного слоя в сферической слоистой структуре Земли иногда выделяют тектоносферу — внешнюю оболочку, в которой происходят тектонические и магматические процессы. Ниж- няя граница тектоносферы, так же как и нижняя граница осадочной оболочки, не установлена. Очевидно, что определение нижней границы тектоносферы представляет собой очень сложную и труднорешаемую проблему, особенно сложную потому, то тектоносфера выделяется не по вещественным признакам непосредственно, а по следам и проявле- ниям процессов. Очевидно, неточно тектоносферу приравнивать к зем- ной коре и верхней мантии, поскольку эти слои выделяются по иному признаку. Можно говорить лишь о приблизительном и предпола- гаемом их соответствии. Существующие модели слоистой структуры Земли, основывающиеся на петрографических или геохимических (сиаль, сима, ультрасима ит. д.) свойствах, являются гипотетическими. На основании сопоставле- ния скоростей прохождения упругих волн землетрясений (V 7.9— 8,2 км/сек, Vs 4,4—4,8 км/сек) и скоростей, полученных в лаборато- риях, считается, что верхи мантии могут состоять из перидотита или эклогита (V 8 км/сек, Vs 4,2 км/сек). В первом случае гра- ница М должна разделять слои различного петрографического и хими- ческого состава, во втором — она может быть обязана фазовому переходу габбро в эклогит (Гутенберг, 1963; Lovering, 1958). Гипотеза фазового перехода находит подтверждение в эксперимен- тальных доказательствах перехода альбита в жадеит при давлении 15—25 тыс. атм, примерно соответствующем глубине поверхности М (Robertson, Birch, Mac Donald, 1957), и перехода базальтового стекла в породу эклогитового типа при давлении 10 тыс. атм, причем этот переход сопровождается десятипроцентным сокращением объема вещества и значительным повышением его плотности (Kennedy, 1961). По другим данным, эклогитизация щелочных базальтов происходит постепенно в мощной зоне, соответствующей интервалам давлений 15—25 тыс. атм, и сопровождается уменьшением объема на 15% (Геншафт, Наседкин, Рябинин, Петров, 1967). 98
Экспериментами при давлении 66 кбар и 600—2000° С, т. е. в усло- виях, примерно соответствующих глубине 300 км, установлен «...пере- ход полевошпатовых пород, стабильных в земной коре, к гранат-пиро- ксеновым, стабильным на этих глубинах в верхней мантии», что может привести к увеличению плотности от 2,6 до 3,0 г!см3, изменению упру- гих модулей и появлению сейсмических неоднородностей (Рябинин, 1966, стр. 4). В формировании более глубоких разделов в мантии (на уровне слоя С) может иметь большое значение фазовый переход модификации Si02 коэсита (коусита) в стишовит, что сопровождается увеличением плотности на 44%. По мнению И. А. Островского (1966), стишовит должен играть важную роль в составе мантии на глубинах свыше 500 кл1. При допущении фазового перехода вероятно «перескакивание» поверхности М кверху в связи с переходом габбро в эклогит. В таком случае на месте прежнего положения границы М может прослеживаться только затушеванный раздел орто-Мох о, в отличие от нового положения этого раздела — пара-Мохо. Эти термины предложил Ван-Беммелен (1960) для различения поверхности Мохоровичича под континентами (орто-Мохо) и под океанами, где положение этой поверхности обусловлено вторичными процессами базификации (пара- Мохо). Под континентами, по мнению Ван-Бемеллена, также в резуль- тате вторичных процессов поверхность Мохо может перемещаться вверх, образуя нео-орто-Мохо в отличие от старого положения палео-орто-Мох о. Для тектонических построений далеко не безразличен выбор между двумя представлениями (изменение химического состава или фазовый переход) о природе поверхности Мохо, которые можно распро- странить и надругиесейсмическиеграницы внутри земной коры и мантии. В первом случае, в принципе, возможны два предположения. Во-первых, можно предполагать, что граница занимает стационарное положение относительно слоистой структуры осадочной оболочки Земли и перемещается в геоцентрической системе координат в соответ- ствии с подъемами и погружениями земной поверхности в ходе геоло- гического развития. Этому отвечают представления о соответствии сейсмических раз- делов крупным несогласиям в осадочной оболочке. Разное количество разделов и различное их положение в разных районах увязывается при этом с различной историей их геологического развития (Резанов, 1962; Годин, 1962). Это представление было бы очень удобно для вовле- чения в структурные построения на равных правах петрографических и сейсмических границ, но оно не увязывается с рассматриваемыми ниже данными о подвижности сейсмических разделов относительно структуры, определенной на основании петрографических признаков. Согласно второму предположению сейсмические границы могут изменять свое положение относительно слоистой структуры осадочной оболочки вследствие фазовых переходов вещества или вследствие вторичных (глубинных, постседиментационных) петрографических его изменений, связанных, например, с перемещениями и замещениями (внедрением и т. д.) одних пород другими или их химическими измене- ниями с выносом и привносом отдельных компонентов. 7* 99
Во втором случае граница будет подвижной относительно слоистой структуры осадочной оболочки, причем перемещение границы будет происходить в зависимости от изменения термодинамических условий. Высказывались различные точки зрения на возможность фазовых переходов. Например, Э. Ведерке (1960) считает, что различная глу- бина поверхности М под океанами и континентами, а также под различ- ными континентами и колебания вследствие этого давления у М от 2 000 до 10 000 бар противоречат такой концепции и заставляют считать, что разделы в коре, включая М, следует правильнее объяснять изме- нением состава вещества. Однако Б. Гутенберг (1960) указывает, что малые отличия температуры в коре могут вызывать большие различия критической глубины для фазовых превращений и что с этих позиций может быть объяснена значительно меньшая глубина М в океанах, где температура в основании коры может быть на 300° ниже, чем под конти- нентами. Существуют соображения о том, что граница М может под конти- нентами соответствовать фазовой границе, а под океанами — хими- ческой (петрографической) границе. Так, на основании изучения маг- нитных свойств пород (Гайнанов, 1964) выяснилось, что причиной магнитных аномалий в океанической области является «термоостаточ- ная намагниченность геологических объектов, возникшая при остывании их в постоянном магнитном поле Земли» (стр. 126). Здесь нижняя кромка магнитовозмущающих масс опускается ниже М, что свидетель- ствует о петрографической неоднородности мантии. Из этого можно заключить, что поверхность М соответствует не фазовой, а химической (петрографической) границе, тогда как на континентах, где нижние кромки магнитовозмущающих масс не опускаются в мантию, граница М может быть границей раздела фаз. О неодинаковом составе верхов мантии океанов и континентов говорит Г. С. Горшков (1962, стр. 121) на основании анализа петро- химических данных по внутриокеаническим и внутриконтинентальным вулканическим породам. Он отмечает, что близкие по составу началь- ные магмы океанического и континентального классов «дают резко раз- личные ряды дифференциации». Таким образом, щелочные породы внутриконтинентальных и внутриокеанических вулканов, имеющие подчас сходный минеральный и химический состав, являются продук- тами совершенно различных рядов дифференциации и никоим образом не должны рассматриваться как породы единого класса». Два класса пород отображают различные составы верхов мантии в пределах океанов и континентов. Г. Д. Афанасьев (1960) причины определяемых по сейсмическим скоростям различий в строении континентальной и океанической коры видит в том, что «часть земной коры, находящаяся в данный геологический период под водами океана и толщей осадочных пород, характеризуется более высокими скоростями упругих волн по сравне- нию, вероятно, с петрографическими аналогичными слоями земной коры континентов в силу того, что породы коры в глубоководной части океанов в течение многих десятков миллионов лет испытывают дополнительное давление столба океанической воды до 6000 м, а местами в желобах до 10—11 тыс. м» (стр. 26). В подтверждение этого вывода 100 —-------------------------------------------------------- Все о геологии http://geo.web.ru/
приводятся близкие значения теплового потока под океанами и кон- тинентами. Г. Д. Афанасьев (1966, стр. 31) в связи с этим считает, что поверхность М представляет раздел не двух сред разного петрогра- фического состава, а отвечает изменению (уплотнению) физического состояния пород переходной зоны. Зависимость между большими океаническими глубинами и вели- чинами Vp подчеркивается распространением океанического типа коры в областях, где глубина океана превышает 4 км (Менард, 1966). Однако здесь неясны причинно-следственные связи. Так, можно полагать, что уплотнение вещества, вызывающее понижение уровня земной поверх- ности более чем на 4 км, могло сказываться на возникновении океани- ческого типа коры, а заполнение депрессии водой могло быть лишь следствием. Если для Тихого океана существует определенная корреляционная связь между типом коры и глубиной водоема, как это указывает Г. Д. Афанасьев, то во внутриконтинентальных впадинах с океани- ческой корой могут иметь место иные соотношения. Например, в преде- лах Черного моря на участках с одинаковыми глубинами ниже слоя рыхлых осадков были в одних случаях отмечены «гранитные», в дру- гих — «базальтовые» скорости (Миндели, Непрочнов, Патарая, 1965). Очень интересные определения Vр при давлениях до 4000 кг/см2, соответствующих глубинам до 15 км, были проведены для мезозойских и палеозойских пород Кавказа импульсным ультразвуковым методом. Оказалось, что в разрез традиционным представлениям о значениях V в основных эффузивах были получены скорости, значительно мень- шие, чем для известняков в тех же условиях (соответственно 5,2 и бклс/секпри 1000 кг/см2). Установлено отчетливое влияние метаморфизма на упругие свойства. Так, филлиты и зеленые сланцы показывают^более 6,5 км/сек, а амфиболиты до 8 км/сек при 4000 кг/см2, т. е. мантийные значения. Для всех пород устанавливается значительное повышение V с повышением давления. Показано, что известняки и граниты мезозойского структурного яруса обладают близкими V (в пределах 5—6,6 км/сек при 4000 кг/см2). Из этих экспериментов следует, что давление (глубина погребения) и степень метаморфизма влияют на V не меньше, чем тип исходной породы (Афанасьев, Баюк, Великов, Борсук, Залесский, Синянов, 1965). Если разделы по V... обусловлены в основном давлением, то допу- скается возможность, что существование этих разделов не сможет быть установлено по извлекаемым на поверхность образцам пород при глубинном бурении (например, по проекту Мохо). Так, некоторые отражающие ультразвук поверхности в «осадочном слое» океанов не сопровождаются никакими заметными литологическими изменени- ями в колонках грунта и, как считает Г. Менард (1966), могут быть связаны с изменением физических Свойств осадка с глубиной (содер- жание влаги, степень консолидации и т. д.). Важные данные для суждения о соотношении сейсмических и петро- графических границ получены на Балтийском щите (Грачев и др., 1960). Здесь в области развития сложных дислокаций карелид и бело- морид, раздробленных на ряд значительно смещенных друг относительно друга блоков, прослежена сейсмическая граница («горизонт II») на глу- 101
бине 5—7 км. «Остается неясным, — пишут авторы, — характер сочле- нения складчатых структур, наблюдаемых у дневной поверхности с пологим горизонтом II. Наличие горизонта II с большим основанием следует объяснять изменением упругих свойств под действием увели- чивающегося давления и температуры. В этом случае он может пере- секать архейские складчатые структуры» (стр. 46). Поверхность «базаль- тового» слоя (III горизонт), прослеживаемая на глубинах 10—15 км (Vp 6,6 км/сек), и поверхность М на глубине 34—38 км (Vp 8,1 км/сек) авторы связывают со сменой петрографического состава, ссылаясь на эксперименты Ф. Берча, установившего, что гранит при давлениях и температурах, ожидаемых в условиях земной коры, не может харак- теризоваться Vp более 6,3—6,4 км/сек, а габбро — более 7,0 км/сек. Следует отметить, что приведенные соображения исходят из признания гранитного состава «гранитного слоя» и габбрового состава «базальто- вого слоя». Поэтому вполне вероятно, что и эти границы могут быть связаны с изменениями термодинамических условий. Сходные данные получены при исследованиях Украинского щита. Здесь сейсмические разделы прослежены на глубинах всего 1,5—3,0 км ниже поверхности фундамента, a Vp уже на глубинах 3—8 км дости- гает 7 км/сек (Субботин, Соллогуб, Чекунов, 1963). Допускается, что часть этих границ «имеет чисто физическую природу и связана с изменениями упругих свойств пород главным образом под влиянием нарастающего с глубиной давления. Возможно, что в какой-то мере они связаны с метаморфизмом пород». В. Б. Соллогубом и др. (1963) в районе Коростеньского плутона на глубине 2—4 км указывается преломляющая граница, непрерывно прослеживающаяся внутри фундамента как под гранитами, так и весьма далеко под габбро-лабрадоритами. «Неизбежно приходится допу- скать, — пишут авторы, — сброс такой амплитуды, при котором поверхность габбро-лабрадоритов в опущенном блоке и граница с Vp 8 км/сек в приподнятом блоке случайно расположились строго на продолжении друг друга...» (стр. 1217). Такие же весьма пологие сейсмические границы на малых глубинах (1,5—5 км) авторы просле- живали в Белозерском железорудном районе и Криворожском бассейне, но там их истолковать в связи с известной приповерхностной геологи- ческой структурой еще более затруднительно. Подсчет мощностей протерозойских и архейских образований и определение возможных глубин их залегания в различных районах Сибирской платформы показывает, что корни архейского комплекса местами уходят в мантию, местами же поднимаются выше поверхности М (Косыгин, Боголепов, Парфенов, 1965; Штех, 1965). Субгоризонталь- ные сейсмические и плотностные границы известны не только в районах распространения докембрия; они установлены также в молодых склад- чатых системах, например на Среднем и Южном Урале. По данным Н. И. Халевина и И. Ф. Таврина (1968), такие границы, прослеженные по скоростям упругих волн и плотностям пород на глубинах 450 и 850 м, не соответствуют стратиграфическим и литологическим границам. Геологическая их природа «не выяснена даже там, где имеются данные бурения и результаты исследования физических свойств горных пород». 102
«ПОДВИЖНОСТЬ» СЕЙСМИЧЕСКИХ ГРАНИЦ Подвижность сейсмических границ относительно геологической структуры биостратиграфической и петрографической природы в насто- ящее время представляется несомненной. Об этом, в частности, говорит то обстоятельство, что строение земной коры и ее мощности, устанавли- ваемые по распределению скорости упругих волн, обнаруживают наиболее близкую связь с особенностями новейших неоген-четвертич- ных структурных форм, а не с более древней тектоникой. О подвижности сейсмических границ свидетельствует сокращение мощностей земной коры и даже наличие антиклинальных поднятий поверхности М под многими впадинами. Действительно, если бы сей- смические разделы были закреплены в слоистой структуре осадочной оболочки Земли, то они должны были бы быть погружены под впади- нами, геометрически следуя форме прогибания. Образование выпукло- стей под впадинами естественнее всего связать с подвижностью сей- смических разделов и с приобретением свойств мантии теми породами, которые ранее входили в состав коры. Такое явление иногда именуется «процессом переработки земной коры в мантию». На основании данных, полученных при сейсмическом зондировании на Балтийском щите и на юге Русской платформы (Грачев и др., 1960; Субботин. Соллогуб, Чекунов, 1963), можно высказать соображение о степени подвижности в данных случаях неглубоких поверхностей сейсмических разделов и поверхности М относительно определяемой по петрографическим свойствам структуры осадочной оболочки Земли. Если верхние поверхности (II, III, IV), прослеживаемые на Балтийском щите, поднимаются от Белого моря к центру щита, как бы участвуя в общих новейших поднятиях щита и как бы увлекаясь зтим подня- тием, то граница М погружается под щит. Аналогичные соотношения наблюдаются в Днепровско-Донецкой впадине, где раздел 6,6 км!сек испытывает погружения, соответствующие тектоническому прогибании» впадины, а поверхность М образует «антиклинальный» выступ под нею. В Туркмении и прилегающих акваториях Каспия (Булин, 1965), а также на территории ФРГ (Бедерке, 1960) поверхность М обладает более спо- койным и менее сложным рельефом, чем вышележащие сейсмические границы, которые в большей степени согласуются с поверхностными геологическими структурами. Следует отметить, что в рассматриваемых районах положение верхних сейсмических разделов по отношению к слоистой структуре осадочной оболочки является более консервативным, более определенно фиксированным и следует ее поднятиям или погружениям, а поверх- ность М является менее связанной с зтой оболочкой и обнаруживает большую «самостоятельность» в своих перемещениях. Это можно пред- положительно связать с большей обратимостью процессов, которые обусловливаются относительно более глубоким положением поверх- ности М по сравнению с процессами, которыми обусловлено положение в осадочной оболочке Земли более верхних поверхностей сейсмических разделов. Интересные соображения относительно подвижности поверхности М под Балтийским щитом высказаны на основании анализа гравиметри- ческих, сейсмометрических и неотектонических данных Л. Е. Шустовой 103
(1966). Она отметает, что центральный блок Балтийского щита, испытывающий наибольшие новейшие поднятия, соответствует отрица- тельной аномалии Буге; земная кора здесь, обладая большой мощностью, «вдается в субстрат своим базальтовым корнем»... «Гравитационная аномалия свидетельствует о значительной недогрузке блока. Ликвида- цию недогрузки можно представить себе как активное разрушение «корня» в субстрате, представляющее собой физический и химический переход вещества из одного состояния в другое» (стр. 54). Образование «базальтового корня» связывается с ледником, а разрушение его с тая- нием ледника. О перемещении сейсмологических границ относительно слоев осадочной оболочки свидетельствуют материалы по южной части Западно- Сибирской низменности, где «характер поведения глубинных слоев... тесно связан с верхней частью земной коры (до 10 км), с современным рельефом поверхности складчатого фундамента и достаточно безразли- чен к его внутренним древним структурам» (Крылов, Сурков, Мишень- кин, 1965, стр. 69). Заметим, что самые верхние сейсмические разделы в толщах слабо метаморфизованных пород нефтеносных областей «жестко» связаны с лито-стратиграфическими разделами, что позволяет в ряде случаев сейсмическими методами непосредственно картировать стратиграфи- ческие структурные поверхности. При переходе же к более глубоким разделам, определяемым не только исходным петрографическим со- ставом, но также степенью метаморфизма и термодинамическими усло- виями, сейсмические разделы перестают соответствовать стратиграфи- ческим и их геологическое истолкование становится более сложным. С увеличением глубины исследования сейсмические разделы начинают «сползать» со стратиграфических и логично допустить существование таких промежуточных уровней, на которых сейсмические разделы лишь на отдельных участках соответствуют, а на других уже не соответ- ствуют стратиграфическим разделам. ЗАЛЕГАНИЕ СЕЙСМИЧЕСКИХ ГРАНИЦ И СЛОЕВ ЗЕМНОЙ КОРЫ И МАНТИИ Сейсмические разделы и слои необязательно залегают горизон- тально, а образуют весьма пологие и обширные куполовидные поднятия и депрессии, которые можно видеть на многих профилях ГСЗ. Имеются также структурные карты, составленные по сейсмическим разделам. Для территории СССР такая карта по поверхности Мохоровичича была составлена А. А. Борисовым (1964), см. рис. 17. Разность отметок рельефа поверхности М для территории СССР и прилежащей акватории Тихого океана достигает почти 60 км. Высоты изгибов зтой поверхности и контрастность ее рельефа в геосинклинальных областях значительно больше, чем на платформах. На карте территории Туркмении по поверх- ности Конрада (рис. 18) вырисовывается ряд поднятий. Наиболее крупное из них — Центрально-Каракумское — по изоглубине 18 км имеет длину 300 км, а ширину 150—200 км при высоте более 4 км (Булип, 1965). 104
Рис. 17. Схема глубин поверхности Мохоровичича на территории СССР. По Н. А. Беляевскому и др. (1967) 1 — изолинии глубин (в км от уровня моря) Рис. 18. Залегание поверхности Мохоровичича в Туркмении. По Н. К. Булнну (1965) Поднятия: I — Центрально-Каракумское, И — Заунгузское, III — Репстекское, IV — Геолатанское. Впадины: V — Атааджинская, VI — Учтаганская, VII — Западно-Туркмен- ская. 1 — изогипсы М через 5 км
В пределах Антарктиды поверхность М образует котловину (4000 X 3000 км) глубиной 30—35 км, осложненную более мелкими котловинами шириной 300—800 км и глубиной до 10 км (Демепицкая и ^Ушаков, 1965) — рис. 19. СЛОИСТАЯ СТРУКТУРА. ОБЯЗАННАЯ ГРАВИТАЦИОННОЙ ДИФФЕРЕНЦИАЦИИ ВЕЩЕСТВА ПРИ ЗАСТЫВАНИИ ПЛУТОНОВ Проблема гравитационной слоистости плутонов стоит несколько особняком от общих проблем тектоники. С изучением зтой слоистости может быть связано решение лишь локальных струк- турных задач, однако представляется, что гравитационная слоистость плутонов является весьма важным объектом для изучения общих законо- мерностей гравитационного расслоения вещества Земли и выяснения генезиса ритмичной слоистости. Гравитационная слоистость, наблюдающаяся в силлах, дайках, а также лополитах, выражается в изменении состава породы в вертикаль- ном направлении. Породы ближе к основанию мощных силлов и лопо- литов обогащаются рудными компонентами, оливином, пироксеном и другими тяжелыми минералами, а выше — минералами кварц-полево- Рис. 19. Схема глубин поверхности Мохоровичича в Антарктиде (в кл»). По Р. М. Деменицкой и С. А. Ушакову (1965) 106
шиатового состава. Явления гравитационной дифференциации и после- довательности образующихся в результате нее пород в пластовых залежах, лакколитах, дайках, батолитах, лавовых потоках и вулкани- ческих жерлах на большом количестве примеров охарактеризованы Р. О. Дэли (1936); однако им не были описаны образующиеся при этом слоистые структуры. В ряде региональных работ производились деталь- ные описания слоистой структуры, возможно, обязанной гравитаци- онной дифференциации. Так, для Ловозерского массива нефелиновых сиенитов установлено слоистое строение; во второй интрузивной фазе здесь выделены 174 прослоя мощностью от 0,1 до 158 м. Происхо- ждение слоистости объясняется послойным внедрением расплавов, метасоматическим изменением первичнослоистой толщи, высказывается также предположение о том, что слоистость может быть обязана кри- сталлизационной дифференциации in situ (Герасимовский, Поляков, Фейгин, 1961). В плутонах Лысогорского габбро-пироксенит-дунитового комплекса в Алтае-Саянской области (Иванов, 1967) установлена ритмическая гравитационная слоистость. Главной особенностью ритмической рассло- енности является понижение основности пород в верхней части каждого ритма и от ритма к ритму вверх по разрезу. Кристаллизация магмы здесь начиналась с придонных и распространялась к апикальным час- тям плутонов, причем каждый ритм кристаллизации охватывал огра- ниченный слой расплава. «Ритмический характер расслоенности плу- тонов, — пишет В. М. Иванов, — может быть вызван не только коле- банием давления летучих в магме при отгонке их через открывающиеся трещины, но и накоплением в кристаллизующемся слое в ходе его фракционной кристаллизации более кислого остаточного расплава, который при тех же РГ-условиях не образует твердой фазы. Последу- ющее перемешивание этого относительно легкого остаточного рас- плава с вышележащим более тяжелым расплавом, постоянно действу- ющая гравитация в жидкостно-магматическом состоянии и понижение температуры приводят к следующему ритму кристаллизации. И так шаг за шагом до полного становления интрузива» (стр. 26—27). СЛОИСТАЯ СТРУКТУРА И ЕЕ ДИСЛОКАЦИИ Слоистая структура Земли или, точнее, ее слоистые структуры различной специализации и различных порядков являются результа- том распределения вещества под эффективным воздействием гравита- ционного поля планеты. Сферическая форма планет и слоистость должны появляться при достижении планетой некоторой критической величины ее массы, при которой гравитационное поле становится эффективным в смысле придания планетному телу фигуры гидростатического равновесия и формирования слоистой структуры. Таким образом, слоистость отвечает определенному «уровню организации» планетного тела. Для небольших планетных тел (астероидов), имеющих неправильную форму, слоистость, по-видимому, нехарактерна. Слоистость и сферическая 107
форма планеты тесно связаны друг с другом; обе они являются формами распределения вещества в гравитационном поле. Среди слоистых структур Земли различаются два главных типа структур различного происхождения. Во-первых, это — слоистые струк- туры осадочной (гипергенной) оболочки, или гипергенные слоистые структуры, последовательность слоев которых отражает последовательность событий геологической истории и для которых действителен закон последовательности напластования; на ис- следованиях гипергенных слоистых структур основываются все исто- рико-геологические построения. Во-вторых, гипогенные сло- истые структуры, обусловленные перераспределением или изме- нением вещества ниже поверхности Земли; формирование гипогенных слоистых структур также связано с событиями геологической истории, но последовательность слоев необязательно отражает последовательность событий. Важным свойством некоторых гипогенных слоистых структур является их подвижность относительно гипергенных слоистых струк- тур. Структуры различных специализаций могут принадлежать или к одному или к обоим генетическим типам. Гипергенные слоистые структуры устанавливаются или по петро- графическим или по биостратиграфическим признакам. Гипергенные слоистые структуры, выделенные по биостратиграфическим и петро- графическим признакам, могут пересекаться, так как каждая из них отражает последовательность различных событий геологической истории. Слоистые структуры, выделяемые по физическим (геофизическим) свойствам, должны быть отнесены к гипогенным. На небольших глуби- нах слоистые структуры, выделяемые по физическим свойствам, иногда могут совпадать со слоистыми структурами, выделяемыми по петро- графическим признакам. Но это касается не слоистой структуры в це- лом, а лишь таких петрографических горизонтов, физические свойства которых относительно устойчивы в пределах этих глубин. С возраста- нием глубины соответствие между обеими слоистыми структурами утра- чивается. Слоистая структура может под действием разных факторов испы- тывать перемещения или дислокации. Под дислокациями в геологии обычно подразумеваются перемещения вещества относительно слоистой структуры, обусловленной первоначальным в идеале горизонтальным слоистым распределением этого вещества в условиях гравитационного поля Земли. Созвучный термин деформация взят из физики и обозначает изменение формы или объема твердого тела (в геологии — слоя, массива, жилы и т. д.) без изменения его массы. Понятие дислокации в геологическом смысле является весьма содержательным, поскольку отражает перемещение вещества относительно слоистой структуры, которая связана с основ- ными закономерностями строения и развития Земли. Понятие же дефор- мации является более узким и отражает результаты механических перемещений вещества, которые могут рассматриваться вне связи с геологической ситуацией. Дислокации могут наблюдаться как в гипергенной структуре осадочной оболочки (дислокации слоистых толщ), так и в гипогенных структурах (например, изгибание поверхностей сейсмических разделов 108
в соответствии с неотектоническими поднятиями, разрывные смещения поверхности Мохоровичича и т. д.). Гипогенные слоистые структуры, а тем более их дислокации изучены пока очень слабо, так как это требует дорогостоящих и еще недостаточно широко применяемых глу- бинных геофизических исследований, истолкование результатов кото- рых к тому же не всегда однозначно. Дислокациям слоистой структуры осадочном оболочки, которые часто доступны для непосредственного наблюдения и с которыми геолог повседневно сталкивается при геоло- гической съемке и поисках полезных ископаемых, посвящено большое количество обстоятельных описаний, систематизированных в много- численных руководствах по геотектонике и структурной геологии и в отдельных тектонических работах. Дислокации слоистой структуры осадочной оболочки часто рас- сматриваются как главный предмет тектоники. Предмет тектоники, как зто указывалось во введении, значительно шире и глубже; текто- ника исследует не только изменения структуры (дислокации, деформа- ции), но главным образом и прежде всего само строение Земли, ее слоистую структуру, дислокации, а также пространственные законо- мерности распределения вещества, в частности горных пород, находящие свое выражение в учении о формациях. Такие фундаментальные поня- тия тектоники, как понятия о геосинклиналях и платформах, вклю- чают в себя все эти три направления и могут быть определены только с учетом особенностей геологических формаций и слоистой структуры. Однако в XIX в. и в первой трети XX в. пока учение о слоистой струк- туре не было развито М. М. Тетяевым, а учение о формациях Н. С. Шат- ским, главное внимание в тектонических исследованиях уделялось дислокациям. Дислокации слоистой структуры так же, как и сама слоистая структура, свойственны любому участку осадочной оболочки Земли, а их формирование также происходило в течение всего обозримого интервала геологической истории. Это доказывается как наблюдениями над слоистой структурой, которая повсеместно в пределах осадочной оболочки оказывается в той или иной степени дислоцированной, так и измерениями современных движений поверхности Земли, устанавли- вающими повсеместную ее подвижность. Дислоцированные участки или отдельные тектонические формы по своим размерам могут соответ- ствовать порядкам столь же широкого диапазона, как и слои. Дислокации могут быть представлены смятиями слоистой струк- туры, выраженными в прогибах, поднятиях, складках, микроплой- чатости (пликативные дислокации), разрывными нару- шениями слоистой структуры, отдельных составляющих слоев и раз- личных других тел (дизъюнктивные дислокации), а также магматическими и амагматическими инъекциями и другими видами перемещения вещества одного слоя в пространство другого слоя с образованием тел, обладающих самостоятельными формами залегания (инъективные дислокации). Выделение этих типов дислокаций слоистой структуры вместо обычных двух (дизъюнктив- ные и пликативные) обеспечивает возможность отнесения любой формы залегания горных пород кроме совершенно горизонтальной слоистой структуры к тому или иному типу дислокаций. Все о геологии http://geo.web.ru/
ГЛАВА Ш ДИЗЪЮНКТИВНЫЕ ДИСЛОКАЦИИ Дизъюнктивные (разрывные) дислокации (нарушения), к которым относятся трещины, сбросы, надвиги, глубинные разломы и т. д., по своим размерам охватывают столь же широкий диапазон порядков, как и слои, и распространены практически повсеместно. Так, уста- новлено, что мелкая трещиноватость в поверхностных частях осадочной оболочки распространена во всех горных породах, кроме сыпучих несцементированных песков и особо пластичных соленосных толщ при условии, если в них отсутствуют хрупкие прослои. Наблюдения над глубокофокусными землетрясениями периферии Тихого океана показывают, что наиболее крупные разломы, характеризующиеся современной сейсмической активностью, проникают в мантию Земли на глубину до 700 км. Такие разломы иногда называют сверхглу- бинными (Васильковский и Туезов, 1966). Распространены ли они еще глубже — неизвестно. Возможно, что более глубокому проникно- вению дизъюнктивных нарушений препятствуют термодинамические условия и состояние вещества в низах мантии. Заложение разломов или движение по ним происходило на протяжении всей геологической истории по крайней мере от верхнего архея вплоть до современной эпохи. Однако нельзя утверждать, что в наиболее ранний, но весьма продолжи- тельный нижнеархейский этап ведущая роль в дислокациях земной коры также принадлежала разломам. Вдоль крупных разломов часто группируются интрузии и очаги вулканических извержений, вдоль более мелких разломов и трещин поднимается или опускается разжиженный глинистый материал, пластичные глинистые брекчии, водоносные пески, выдавливается пластичная каменная соль (грязевой вулканизм, нептунические дайки, соляные инъекции). Отчетливо прослеживается связь многих сбросовых и надвиговых систем со складками как по пространственному расположению (зату- хание сбросов к периферии складок, соответствие сбросов антикли- нальным линиям), так и по времени развития. Правда, в одних случаях, отвечающих высокопластичному состоянию деформируемого вещества пли незначительным масштабам и медленному общему движению мате- !!0 .... _______________________________________________________ Все о геологии http://geo.web.ru/
риала, складки могут быть почти не осложнены сбросами, а в других случаях, отвечающих малопластичному состоянию вещества или бы- стрым тектоническим толчкам, дизъюнктивные нарушения могут пре- обладать и сопровождаться лишь незначительно выраженными из- гибами слоев явно подчиненного значения. Палеотектонические исследования, проводившиеся для крупных и сложнопостроенных территорий, показывают, однако, что крупные разломы определяют расположение складок и целых складчатых зон, а не наоборот. Здесь можно сослаться на работу А. В. Пейве (1945), а также на исследования Г. Штилле по Америке, Европе и Ти- хому океану (Штилле, 1945, 1945—1946, 1947 и др.; 1964), показавшие, что направление складчатых зон диктуется направлением краев крупных глыб или направлениями линеаментов, а унаследованное развитие складчатых зон определяется движениями этих глыб. К подобным же выводам приводит анализ докембрийской и мезозойской структуры Сибири и Дальнего Востока, показывающий, что геологическая струк- тура этой огромной территории в протерозое имела блоковый характер в пределах как платформенных, так и геосинклинальных областей; причем складки и складчатые зоны формировались в основном в зави- симости от дизъюнктивных ограничений блоков. Ведущая роль разло- мов устанавливается и для более поздних этапов развития различных частей этой территории. Можно наметить два аспекта в описании разломов. Во-первых, разломы, которые представляют собой дизъюнктивные границы, сопро- вождающиеся смещенным или несмещенным залеганием разделенных ими геологических границ и тел и т. д. В этом смысле разломы опреде- ляют структурные отношения и рассматриваются как поверхности (дизъюнктивные границы), не имеющие толщины... О величине и напра- влении перемещений по разлому судят по взаимному положению примыкающих к нему смещенных участков нарушенных тел или отрез- ков одноименных границ, а также по следам механических перемещений в виде штрихов, борозд, трещин и т. д., наблюдаемых на поверхностях разлома. Во-вторых, разломы можно рассматривать как геологические тела, толщина которых невелика по сравнению с длиной и шириной и которые образовались вследствие различных процессов, связанных с данной границей (минерализация, метаморфизм, метасоматические замещения, дробление, брекчиеобразование, милонитизация и т. д.). При изучении разломов как тел особенно важно обращать внимание на запечатленные в этих телах следы перемещений растворов и пластич- ных масс горных пород, что существенно для исследования глубоких труднодоступных недр земной коры и верхней мантии, а также для вы- работки представлений о процессах формирования некоторых нефтя- ных, газовых и рудных месторождений. Описание разломов как дизъюнктивных границ тесно связано с той слоистой или иной геологической структурой, которая им и нару- шена. Вдоль дизъюнктивной границы может иметь или не име ть место смещение. О направлении и величине смещения можно судить н а основе сопоставления разделенных дизъюнктивной границей и сме щенных вдоль нее участков геологических границ и тел, в частности поверх- ностей напластования и слоев. При наличии дизъюнктивной г раницы ill
возникают определенные структурные отношения между разделяемыми ею смежными участками геологических тел, а именно н есм е цен- но е и смещенное залегания. К смещенному залеганию относятся сбросы, надвиги и сдвиги. Сбросы возникают преимущественно на поднятиях в условиях общего растяжения слоев. Они обычны на сводах антиклиналей и куполов. Сбросы регионального масштаба связаны с более крупными подняти- ями. Надвиги возникают и развиваются преимущественно в районах напряженной тектоники и характеризуют обстановку общего сжатия; в некоторых случаях надвиги могут возникать в результате гравита- ционного сползания масс (явления надвигания при подводных оползнях). Сдвиги возникают в результате горизонтальных вращательных дви- жений (перекашиваний) в земной коре. Существенно подчеркнуть, что один и тот же разлом может быть прослежен в качестве дизъюнктивной границы в пространствах раз- личной специализации, если распределение соответствующих свойств определялось к моменту возникновения данной дизъюнктивной гра- ницы. Например, в Волго-Уральской области установлены в пределах чехла разломы, сопровождающиеся разрывами сплошности поверх- ности М со значительными вертикальными смещениями, развитием основных изверженных пород, магнитными аномалиями и эпицентрами землетрясений (Борисов, 1964). В силу этого положение одного и того же разлома в целом или па отдельных его отрезках можно определить различными методами или различными комплексами методов (сейсмо- логия, сейсморазведка, магниторазведка, геологические съемки и буре- ние, данные магматизма). Этим же обусловливается возможность в Рис. 20. Графики магнит- ного поля \Та в районе разлома, проходящего к се- веро-западу от оз. Байкал. По Л. В. Булиной (1964) 112
широкого применения различных геофизических методов при опреде- лении положения крупных разломов. Основная роль здесь принадлежит сейсморазведке, а также истолкованию площадных, линейных и «гра- диентных» гравитационных и магнитных аномалий (Андреев и др., 1966). Однако в различных районах в зависимости от местных геологи- ческих условий для прослеживания разломов используются различные комплексы геофизических признаков. Так, например, при сейсмораз- ведке в Туркмении в качестве основных критериев для выделения разломов принимались: 1) резкий перепад глубины залегания сейсми- ческих границ, 2) сильное затухание обменных волн, 3) резкое изме- нение структуры коры в латеральном направлении, проявляющееся в изменении количества сейсмических границ и динамических призна- ков обменных волн (Булин, 1964). По данным аэромагнитной съемки для районов Средней Азии принимались такие признаки выделения разломов (Глазунова, 1964): 1) линейновытянутые аномалии АТ боль- шой протяженности, 2) сгущения изолиний АТ, 3) смена простирания осей магнитных аномалий. Для Сибирской платформы в качестве таких признаков были приняты (Булина, 1964): 1) резкое изменение характера магнитного поля (рис. 20), 2) скачкообразное изменение расчетных глубин до намагниченных пород (рис. 21), 3) сдвиги осей магнитных аномалий, 4) изменение простирания аномальных зон, 5) специфические изменения линейновытянутых аномалий, 6) цепочки аномалий значительного протяжения. А. Я. Ярош (1966) при выделе- нии разломов в фундаменте Русской платформы руководствовался, в частности, сменой структуры, интенсивности и простирания магнитных и гравитационных аномалий, гравитационными и геомагнитными ступе- нями, линейными полосами и цепочками гравитационных и магнитных Табага Якутск Никольское оз. Урют-Кюелъ Рис. 21. Глубины до верх- ней кромки намагничен- ных тел. По Л. В. Бу- линой (1964) 1 — вычисленные глубины до верхней кромки намагни- ченных тел; 2 — линии раз- рывных нарушений 8 Заказ 206. 113
аномалий, расположением эпицентров землетрясений вдоль зон раз- ломов. Значение «гравитационных ступеней» в качестве признаков раз- ломов подтверждает В. Е. Хайн (1963), считающий, что на Кавказе все гравитационные ступени приурочены к глубинным разломам. Важная роль в установлении положения разломов принадлежит также геоморфологическим методам. Следует подчеркнуть их особенное значение при трассировании разломов на дне океанов. ТРЕЩИНОВАТОСТЬ ПОНЯТИЕ О ТРЕЩИНОВАТОСТИ И МЕТОДЫ ЕЕ ИЗУЧЕНИЯ Трещиноватость, или трещинная (блоковая) структура, так же как слоистая структура, обладает универсальным распростра- нением и охватывает огромный диапазон порядков размеров от первого, соответствующего, например, системам широтных разломов восточной части Тихого океана, расстояния между которыми превышают 1000 км, до десятого порядка, если речь идет о системах трещин с расстояниями, измеряемыми миллиметрами. Изучение трещиноватости различных порядков представляет большой интерес при решении ряда теоретических и практических вопросов геологии (распределение напряжений в земной коре при тектонических деформациях, механизм образования различ- ных тектонических форм, инженерно-геологические условия строи- тельства, формирование и разрушение залежей полезных ископаемых). При изучении трещиноватости выработана специальная терминология. Так, под системой трещин понимают обычно группу параллель- ных трещин или, более точно (Королев, 1951), пространственную совокупность трещин, обладающих одинаковыми или близкими эле- ментами залегания, в которых азимуты падения отдельных трещин отклоняются от среднего для их системы положения не более чем на 10° в каждую сторону. Для количественной оценки трещиноватости введены понятия удельной трещиноватости, интенсивности трещино- ватости, густоты трещин (количество трещин на квадратный метр исследуемого сечения) и т. д. (Кириллова, 1949; Воробьев, 1965; Москалев и Корнюшина, 1965 и др.). Использование этих и подобных им показателей, а также массовых замеров ориентировки трещин позволяют выяснять различные статистические закономерности их распределения в пространстве. В основу исследования закономерных связей трещиноватости с различными тектоническими формами, разломами и т. д. обычно кладется статистическая обработка массовых замеров трещин. Методика статистической обработки излагается в трудах И. В. Кирилловой (1949), М. А. Овчинникова (1938), Е. Н. Пермякова (1949), А. К. Каю- пова (1946), В. А. Банковского (1949), Н. И. Кригера (1951), А. Е. Ми- хайлова (1956), М. В. Раца (1963). При статистических обобщениях замеров трещин следует иметь в виду их большое разнообразие в смысле геологических условий возникновения, механических условий и времени появления. Поэтому статистическому обобщению должен быть предпослан анализ трещино- 114
ватости с выделением различных генетических групп трещин. Без такого анализа статистические обобщения могут привести к смешению разнородных трещин и способствовать не выяснению закономерностей их распределения, а, наоборот, путанице в этом вопросе. Устранению подобных трудностей, возможно, послужит статистико-гене- тический метод изучения трещиноватости, заключающийся в ис- пользовании кривых распределения логарифмов таких величин, как средние расстояния между трещинами, ширина трещин и т. д. для выделения генетических типов трещин (Рац, 1963). При изучении трещиноватости в целях тектонического анализа необходимо различать тектонические трещины, т. е. трещины, образовавшиеся в результате тектонических напряжений (складывание, растяжение, кручение и т. д.), от трещин выветривания и трещин, обязанных сокращению объема пород при застывании рас- плава, дегидратации или литификации. Тектонические трещины обла- дают обычно сглаженными поверхностями, выдержанной ориентиров- кой, связанной с простираниями других структурных элементов. ЗАКОНОМЕРНОСТИ РАЗМЕЩЕНИЯ ТРЕЩИН ОТНОСИТЕЛЬНО ГЕОЛОГИЧЕСКИХ ТЕЛ И ТЕКТОНИЧЕСКИХ ФОРМ Слой, как геологическое тело, может быть нарушен или ограничен пластовыми, нормальными и косыми трещинами. Пластовые трещины располагаются по поверхностям напластования или параллельно им. Они могут возникать и развиваться при относи- тельном смещении смежных пластов (слоев) в процессе изгибания или перекашивания вмещающих их толщ. В таком случае пластовые трещины имеют тектоническое происхождение. Пластовые трещины в карбонатных толщах описаны М. С. Швецовым (1948) на примере подмосковных визейских известняков, представленных чередованием массивных твердых прослоев с рыхлыми прослоями, «распадающимися по многочисленным не выдержанным по простиранию плоскостям разделения на тонкие отдельности » (стр. 178). Под микроскопом видно, что массивные прослои состоят из беспорядочно расположенных ра- ковин фораминифер, сцементированных зернами кальцита, а рыхлые плитчатые прослои — из плоских обломков раковин, расположенных параллельно слоистости. А. М.' Кузьмин (1950) на основании исследований в Забайкалье считает, что пластовые отдельности развиваются по контактам слоев, где приходят в соприкосновение ингредиенты «с» и «а» (см. главу II), обладающие весьма различными свойствами. Внутри слоя, т. е. на пере- ходах от ингредиента «а» к «Ъ» и от «Ь» к «с», пластовая отдельность, как правило, не проявляется. Однако пластовые отдельности не совпа- дают точно с границами слоев, которые могут быть весьма неровными. Пластовые трещины как бы сглаживают эти неровности, срезая их. В результате наблюдается, например, что к среднезернистому песча- нику «а» в его основании прочно причленяется, резко от него ограни- чиваясь, часть «с» подстилающего слоя. Нормальные трещины перпендикулярны напластованию и обра- зуются при горизонтальном залегании слоев до складкообразования. 8* 115
Нормальные трещины всегда представлены по крайней мере двумя взаимно перпендикулярными системами. Косые трещины наклонены к напластованию и возникают в связи с деформацией слоев. Расстояния между рассекающими пласт трещинами зависят от мощ- ности и прочности породы: чем больше мощность и выше прочность, тем больше расстояние между трещинами. А. А. Богданов (1946) при описании каменноугольных флишевых отложений на р. Касмарке (Южный Урал) указывает на зависимость интенсивности трещинова- тости от мощности пласта. Так, пласты песчаника мощностью 0,6— 0,8 м рассечены через 0,35—0,50 м, при мощности пластов 0,3— 0.5 м— трещинами через 0,15—0,30 лц в более тонких пластах трещины расположены еще гуще. В песчанистых известняках, мергелях и ан- гидритах флишевой толщи трещины возникают чаще, чем в песчаниках. В мощных пластах, где трещины редки, ширина их достигает 2—3 мм, а в тонких пластах измеряется долями миллиметра. Нормальные трещины (перпендикулярные к слоистости) изучались в складча- том районе Урала Г. А. Смирновым (1949), который пришел к выводу, что эти трещины возникли до складкообразования, так как выполняющий их кальцит нарушен зеркалами скольжения, возникающими при формировании складок. Наблюдавшиеся им трещины прослеживались только в песчаниковых слоях, не распространяясь в глинистые. Расстояния между трещинами примерно пропор- циональны мощностям пласта. Если при мощности пласта 2 см среднее расстояние между трещинами составляет 4 см, то при мощности пласта 8,5—9 см оно достигает 18 см. И. В. Кириллова (1949) приводит данные зависимости расстояния между трещинами от мощностей пластов песчаника: мощностям 0,03—0,05 м соответ- ствует расстояние 0,04—0,2 м, мощностям 0,1—0,25 м — расстояние 0,15—0,4 м. мощностям 0,3—0,4 м — расстояние 0,4—0,6 м. Такая же зависимость для платфор- менных трещин приводится А. С. Новиковой (1951). М. В. Рац (1962) на основании обработки данных по 1500 трещинам из 128 слоев песчаников флишевых толщ ордовика в Центральном Казахстане пришел к выводу, что между расстоянием и мощностями существует параболическая зави- симость: а = ЬМК, где а — расстояние между трещинами, М — мощность слоя, «Ь» и «к» — коэффициенты. Для нормальных трещин а = 2,8 М0’41, для косых а = 1,63 М0’56, для трещин известняков Русской платформы а= 1,62 М0,84- Косые трещины возникают в результате скалывающих напряжений, появляющихся при перекашивании слоев в процессе складкообразо- вания. Теоретически они должны располагаться под углом 45° к осям напряжений и образовывать прямой угол друг с другом. Однако прак- тически, как указывает А. В. Пэк, они располагаются не под прямым углом, т. е. не в сечениях, где развиваются максимальные скалыва- ющие напряжения, а под острым или тупым углом. В хрупких породах трещины образуют острые углы, в менее хрупких породах (более пла- стичных) — тупые углы. При повышении всестороннего (гидростати- ческого, петростатического) давления хрупкость вещества понижается и угол между трещинами скалывания возрастает. Так, в мраморе при повышении давления от 0 до 685 атм угол скалывания увеличи- вается с 54 до 70°, а в песчанике при повышении давления от Одо 550 атм — с 38 до 73° (Пэк, 1939). Если происхождение косых трещин связано с динамическими условиями деформации слоев, то происхождение нормальных трещин может быть различным и часто является предметом дискуссий. Так, 116
нормальные трещины могут быть связаны с сокращением масс при за- твердевании, примером чему служит хорошо известная столбчатая отдельность в пластах базальтов. Однако иногда эти отдельности, как показал А. М. Викторов (1951), соответствуют тектонической трещиноватости. Трещины, образующиеся при сокращении масс при затвердевании, описаны и в слоях осадочных пород под названием эндогенных трещин (Иванов, 1939), т. е. обязаны силам, возникающим внутри породы, в отличие от экзогенных трещин, возникающих под преобладающим влиянием внешних механических воздействий. Эндогенными трещинами были названы трещины, возникшие в ре- зультате изменения вещественного (химического и физического) состава углей под влиянием диагенеза и в особенности метаморфизма, сопро- вождавшихся потерей летучих компонентов и уменьшением объема. Происхождение и механические условия возникновения нормаль- ных трещин в платформенных областях, не испытавших складчатости, были рассмотрены К. Г. Войновским-Кригером на основании наблю- дений в бассейне р. Лемва (Полярный Урал). Район этот характери- зуется почти горизонтальным залеганием верхнемеловых песчаников, которые на протяжении многих сотен квадратных километров рас- сечены вертикальными трещинами, группирующимися в две основные системы — широтную и меридиональную. Трещины иных направлений выражены неотчетливо. Если исключить: а) внутренние силы, за счет которых не может быть объяснена правильная ориентировка в регио- нальном масштабе, б) общее расширение масс породы, не совместимое с наблюдающимся зиянием трещин, в) внешнее боковое сжатие, поскольку оно не может передаваться на большие расстояния, не может обусловить появления сети параллельных трещин и не должно вызывать наклонные перемещения скалывания, г) «эндокливаж» (в понимании Г. А. Иванова), закономерность расположения которого объясняется растяжением при осадконакоплении в направлении погружающихся частей геосинклинали (такая гипотеза неприемлема ввиду незначитель- ности колебаний мощностей и уровней дна верхнемелового бассейна), то останется одна возможность объяснить трещиноватость как ре- зультат горизонтального перекашивания. Правильность систем, их взаимная перпендикулярность, а также прямолинейность трещин указывают на скалывание, происходившее в результате перекашивания данного участка земной коры, т. е. в результате вращательных усилий в горизонтальной плоскости. Перекашиванием земная кора захватывается на значительную глубину и, таким образом, передача усилий происходит не по тонкому слою, а по блоку значительной толщины. Следы скольжения при скалывании обязательны; отсутствие их может быть в данном случае объяснено незначительностью перемещений по отдельным трещинам. «Далее весьма существенно, — пишет В. Г. Войновский-Кригер (1948, стр. 68—69), — что плоскости нормального кливажа отвесны и при движении по ним к давлению, обусловливающему скалывание, не при- соединяется сила тяжести, как это, естественно, имеет место для всех прочих наклонных к горизонту плоскостей». 117
С поперечной пластовой трещиноватостью, по-видимому, может быть связано явление тектонического разлинзова- ния (будинажа), заключающегося в растаскивании отдельных блоков разбитого трещинами слоя в процессе пластической деформации вмещающей толщи. Соседние блоки могут быть или отдалены друг от друга или раздвинуты, сохраняя соприкосновение по частям раз- деляющей их косой трещины. В результате в условиях метаморфизма, например в гнейсах, будинированный слой распадается на изолиро- ванные или соединенные шейками линзы (будины). Приведенное объяснение не исключает иных толкований происхождения будинажа, например, за счет разрыва малопластичных слоев при расплющивании толщи под влиянием сильного ее сдавливания, перпендикулярного слоистости (Сорский, 1950). Экспериментальные исследования показывают, что при низких всесторонних давлениях и температурах будинаж возникает в резуль- тате расчленения слоев поперечными трещинами отрыва на прямо- угольные блоки (будинаж отрыва), а при высоких — вследствие ска- лывания их вдоль диагональных трещин (будинаж скалывания); край- ний тип этого ряда представляет будинаж пластического течения, сопро- вождаемый образованием линзовидных, очковых и других удлиненных форм блоков (Лучицкий, Громин, Ушаков, 1967). Так же как и для слоев, закономерное распределение трещиноватости устанавливается и для геологических тел, имеющих форму массива. Описание таких трещин и их классификаций можно найти, например, у Р. Болка (1946), Г. Д. Ажгирея (1966) и др. Среди прототектони- ческих трещин, т. е. первичных трещин, возникающих при становлении интрузивного тела вблизи его апикальной поверхности, обычно различают поперечные (относительно направления тече- ния и линейной ориентировки изверженной породы), продольные и диагональные крутые или вертикальные трещины, а также пологие трещины, параллельные апикальной поверхности массива. Наблюдения над трещиноватостью позволяют восстановить форму массива, так как размещение трещин с ней согласуется. Например, поперечные трещины образуют характерный веер, соответствующий форме апикальной поверхности массива (рис. 22). Рис. 22. Прото- тектонические тре- щины гранитного массива (из Г. Д. Ажгирея, 1966) Линейная ориенти- ровка (Л), попереч- ные (По), продольные {Пр) и пологие (Г) /рещины 118
Исследованиями по изучению трещиноватости установлены конкретные формы связи трещин с вмещающими их тектоническими формами в осадочных толщах. Например, вопросы генетической связи трещин, осложняющих платфор- менные складки, с этими складками рассматривалпсь Е. Н. Пермяковым (1949), Е. К. Фроловой (1965), В. Н. Калачевой (1965), Ф. Ф. Рыбаковым (1965), Т. В. Дорофеевой (1965); вопросы связи трещиноватости с надвигами — В. Н. Да- ниловичем и др. Е. Н. Пермяков и Ю. А. Каравашкина (1953) отмечают положительный опыт изучения платформенной трещиноватости для поисков брахиантиклиналей в плат- форменных областях. В качестве примера они приводят Беднодемьяновское подня- тие, расположенное между Керенско-Чембарскими и Сурско-Мокшинскими дисло- кациями. В 1947 г. геологической съемкой была установлена периклиналь этого поднятия. В 1948 г. поднятие было оконтурено на основании массовых замеров тре- щиноватости, в 1950—1951 гг. по данным бурения была составлена структурная карта по кровле верейского горизонта, подтвердившая оконтуривание поднятия по данным трещиноватости. Е. К. Фроловой (1965) рассмотрены закономерности распределения трещин с глубиной в зависимости от литологических особенностей пород, а также от поло- жения на складках. На примере изучения нефтяных месторождений Куйбышевской области ею отмечена приуроченность зон максимальной трещиноватости к крутым крыльям флексурных складок. Аналогичные закономерности установлены В. Н. Калачевой (1965) для Сибирской платформы. По методике Е. Н. Пермякова (1949) производилось оконтуривание подня- тий и решались другие структурные задачи на основании тектонического анализа мегатрещиноватости (Гольбрайх, Вабанцев, Лиркин, 1965). Под мега- трещиноватостью понимается совокупность линейных элементов рельефа и расти- тельного покрова, хорошо различимых на аэрофотоснимках и топографических картах крупных масштабов. Было установлено, что розы-диаграммы мегатрещи- новатостп и собственно тектонической трещиноватости очень близко совпадают, чем обосновывалось применение замеров мегатрещиноватости для тектонического анализа, по Е. Н. Пермякову, в частности Вилюпской синеклизы. ДИЗЪЮНКТИВНЫЕ ДИСЛОКАЦИИ СО СМЕЩЕНИЯМИ. ТЕРМИНОЛОГИЯ, ПРИМЕНЯЕМАЯ ПРИ ИЗУЧЕНИИ ДИЗЪЮНКТИВНЫХ ДИСЛОКАЦИЙ Существует общая терминология для описания смещений. Любое смещение по дизъюнктиву, рассматриваемое независимо от ориенти- ровки в пространстве, может быть выражено одной величиной — размером смещения. Дизъюпктив, по которому происходит смещение, называется сместителем (в случае сброса — сбрасыва- телем, в случае надвига — поверхностью надвига). Взаимно смещенные по сместителю участки геологических границ, тел или структур называются крыльями. Рассматривая смещения по отношению к поверхности Земли или залегания слоев, мы можем определить линию пересечения сместителя с поверхностью Земли (при изображении дизъюнктивной дислокации на геологических картах), с горизонтальной поверхностью некоторого условного уровня (при изображении на карте среза) или с поверхностью какого-либо слоя (при изображении на структурной карте); такая линия называется линией смещения (линией сброса, взброса, сдвига, надвига). По взаимному относительному вертикальному пере- мещению крыльев по сместителю можно различать поднятое и опущенное крылья, а по положению над и под смести- телем, если он занимает наклонное положение — висячее 119
и лежачее крылья; если в этом случае речь идет о надвиге, то гово- рят о надвинутом крыле и поднадвиговом крыле, которое в нефтепромысловой практике часто именуется поднад- вигом. Относительное смещение крыльев по сместителю может про- исходить по направлению его падения, по направлению его простира- ния, а также по любому диагональному к ним направлению. Величина перемещения представляет собой вектор, проекции которого — вер- тикальные, горизонтальные по падению и простиранию сместителя и горизонтальные по падению и простиранию слоев — являются важными характеристиками смещенного залегания. Поэтому для описа- ния смещенных залеганий разработаны системы обозначений различ- ных элементов смещения. М. А. Усов (1940) выделял следующие элементы смещения (рис. 23). Длина — перемещение крыльев, измеренное в плоскости сместителя. При установлении действительно сопряженных точек можно говорить о полной длине. Обычно определяют «длину в поперечном вертикальном сечении» и «длину в горизонтальном сечении». Размах (амплитуда) — перемещение сопряженных точек на крыльях, измеренное в вертикальном направлении. Перекрытие — перемещение сопряженных точек поперечного вертикаль- ного сечения в горизонтальном направлении. Перекрытие имеет место при взбросе, когда слои поднятого крыла перекрывают одноименные слоп опущенного крыла. 3 и я в и е — такое же перемещение при нормальном сбросе, когда однои- менные слои раздвинуты по сместителю. Переброс — перемещение сопряженных точек горизонтального сечения по простиранию слоев с перехлестыванием крыльев. Сдвижение — такое же перемещение с расхождением крыльев. Отход — перемещение сопряженных точек горизонтального сечения в на- правлении, перпендикулярном к простиранию слоев. Подробная геометрическая классификация смещенных залеганий разработана на примере Кузбасса А. А. Белицким (1952). В этой классификации, представля- ющей большую ценность в рудничной практике, учитываются: 1) направление пере- мещения крыльев относительно друг друга, 2) взаимоотношения пласта и смести- теля в пространстве; 3) угол встречи пласта и сместителя в плане. Автор в класси- фикацию включает термины: сброс, взброс, о т д в и г, надвпг, сдвиг, и о д д в п г и их сочетания. По положению сместителя относительно пересекаемых им слоев или складок различают продольные дизъюнктивные дислокации (сбросы, взбросы, надвиги, сдвиги), простирание сместителей которых Рис. 23. Элементы дизъюнктива, представленного в сече- нии по падению пласта (I) и в горизонтальном сече- нии (П) КЛ — длина в поперечном сечении и ПР — в горизонтально?,; сечении; ЛМ — размах; КМ — перекрытие (в других случаях зияние); ЛО — отделение; ПР — переброс (в других случаях сдвижение); НП — отход 120
параллельно простиранию слоев или складок, поперечные дизъюнктивные дислокации (сбросы и т. д.) с простиранием сместителей, перпендикулярным к простиранию слоев или складок и диагональ- ные дизъюнктивные дислокации (сбросы и т. д.), сместители которых секут простирание слоев под углом. Продольные сбросы, взбросы и надвиги, сместители которых наклонены в ту же сторону, что и пла- сты, называются согласно падающими, а если сместители наклонены в обратную сторону — несогласно падающими. Смещения сопровождаются раздроблением горных пород, возникно- вением складок волочения и трещин отрыва, а также различными следами движения в виде зеркал скольжения, царапин, борозд и т. д. Тщательное описание сместителей является необходимым для опреде- ления принадлежности смещенного залегания к тому или иному его типу. К признакам, на которые важно обращать внимание при описании, относятся: 1. Наличие зеркал скольжения со штрихами и бороздами вдоль сместителя. Борозды и штрихи в условиях Кузнецкого бассейна обна- руживаются в 90—95% случаев сбросов. Выражены они бывают неоди- наково: в глинистых породах — зто царапины, иногда сплошные, часто прерывистые, реже неглубокие борозды; в песчанистых породах борозды и желобки, напоминающие волноприбойные знаки. В песча- нистых породах штрихи выражены грубо, а в глинистых породах пред- ставлены стройными линиями. Кроме того, наблюдается волнистость сместителей, возникающая вследствие трения. Наблюдались волны с расстояниями между осями 0,15—1,5 м и амплитудой 0,04—0,1 м; оси волн располагались перпендикулярно к направлению перемещения (Белицкий, 1962). О направлении перемещений можно судить по напра- влению борозд и штрихов, а также по волнистости. 2. Наличие брекчий вдоль сместителя. 3. Развитие параллельно главному сместителю, по соседству с ним, трещин иногда с зеркалами скольжения, образующих «зону разлома». 4. Складки волочения в крыльях сброса. 5. Геоморфологические признаки (сбросовые уступы и выступа- ющие в рельефе дайки). 6. Линейно расположенные выходы нефти, газа, родники и мине- ральные источники. Среди дизъюнктивных дислокаций со смещениями различают сбросы, обязанные скалыванию в условиях растяжения, взбросы и надвиги, возникающие в условиях сжатия, оползневые дислокации, обязанные гравитационным силам, и сдвиги, сопровождающиеся гори- зонтальными смещениями смежных участков слоистой структуры по вертикальным трещинам скалывания. СБРОСЫ Сбросом называется дизъюнктивная дислокация со смещением по сместителю, наклоненному в сторону опущенного крыла или вер- тикальному. В случае сброса перемещение крыльев является преиму- щественно радиальным (по отношению к планете), а горизонтальная его составляющая перпендикулярна простиранию сместителя. Сбросы 121
сопровождаются раздвиганием крыльев (при наклонном положении сбрасывателей). Скважины, пересекающие сброс, показывают сокра- щенный разрез с выпадением части горизонтов. Например, на Сура- ханской складке (рис. 24) опущенными и одновременно висячими крыльями являются юго-восточные, поднятыми и лежачими — юго- западные. Из разреза скважины, пересекающей любой из этих сбросов, выпадает ряд стратиграфических горизонтов. Характерно, что сбрасы- ватели в рассматриваемом примере искривлены. Это весьма обычное явление связано с тем, что перемещение по сбросам происходит одно- временно с развитием складки за счет пластических (пликативных) движений слагающего материала. По-видимому, этот процесс имеет в виду В. А. Горин (1954), считающий причиной искривления (волни- стости) сбросов, секущих складки Апшеронского полуострова, «нера- вномерность послойного распределения материала». Сбросы (прямо- линейные и дугообразные в плане) широко развиты на соляных купо- лах, поскольку их своды обычно испытывают растяжение под влиянием поднимающихся соляных массивов, а также на многих антиклинальных и куполовидных складках, сводовые части которых подвергались растяжению. В. М. Будько (1958) предлагает именовать сбросы, распространя- ющиеся на значительную часть антиклинальной складки, п а и а и т и- клинальными, а распространяющиеся лишь на отдельные ее участки —-мерантиклинальными. На Челекенской складке, являющейся объектом исследования В.М. Будько, панантикли- нальные сбросы сопровождаются перемещениями, измеряющимися десятками и сотнями метров, а мерантиклинальные — от долей метра до нескольких метров. Кроме того, на Челекене выделяются Рис. 24. Сураханская складка (продольный разрез) 122
дугообразные разрывы, располагающиеся в виде 'дуг с общим центром в районе грязевого вулкана Алигул. Аналогично тому как в некоторых складках наблюдается харак- терное изменение мощностей слоев — уменьшение на сводах и увели- чение на крыльях, что свидетельствует об одновременности формиро- вания складки и образующей ее слоистой толщи, при сбросовых нару- шениях часто наблюдается уменьшение мощности на поднятых и уве- личение ее на опущенных крыльях. При пересечении сбрасывателя мощности в этом случае изменяются резко, скачком, а на крыльях — плавно. Эти изменения являются важнейшим признаком, который необ- ходимо тщательно фиксировать при изучении сбросов, так как он Рис. 25. Использование данных, полученных в результате анализа мощностей для восстановления последовательных стадий развития сбросов Небит-Дага от эпохи отложения нпзов красноцветной толщи (реперы 28 п 26, профили а и б) до копна апшеронского века (реперы 3 и 1, профиль и). По Т. В. Шварц (1961). Римскими цифрами обозначены номера разломов 123
Амплитуда вертикального смещения позволяет судить о времени и длительности их форми- рования. Такого рода сбросы широко известны на соляных куполах Эмбы, на складках Туркмении, в Днепровско-Донецкой впадине (Андреева, 1964), на Кубани (Захаров, 1962). По заключению В. А. Го- рина (1954), изменения мощностей пластов про- дуктивной толщи Апше- ронского полуострова в сводовых участках ку- полов при переходе через сбрасыватели достигают ±30%. Это явление им объясняется послойным течением материала, с чем вряд ли можно согласить- ся. Более вероятно, что здесь, так же как и на эмбенских соляных купо- лах, изменения мощностей ряда слоев связаны с тем, что перемещения по сбра- сывателям происходили одновременно с накопле- нием осадков, образовав- ших эти слои. На основании изуче- ния распределения мощ- ностей ряда последова- тельно залегающих слоев (толщ) можно проследить движение по сбросам и раз- витие сбросовой сети во времени. Такой анализ осуществляется путем со- поставления ряда последо- вательных карт изопахит, на которых отражены Рис. 26. Диаграммы движений по разломам Бухаро-Хивин- ской области. По В. С. Шейну и Р. П. Хаимову (1966) Разломы: А — Айрачинский# Б — Мажурчинский, В —• Каранз- ский 124
линии разрыва мощностей вдоль сбросов, или диаграмм мощно- стей, на которых активно развивающиеся сбросы отражаются в виде разрывов непрерывности изменения мощностей соответствующих горизонтов. Таким образом, движение по сбросам было исследовано для Кумдагского и Небитдагского куполов в Туркмении (Шварц, 1959, 1961) (рис. 25). Развитие во времени сбросов Бухаро-Хивинской области было прослежено В. С. Шейном и Р. М. Хаимовым (1966)— см. рис. 26. Сбросы, которые являются по характеру развития пре- рывисто-конседиментационными, ими названы партконседи- ментационными. Сбросы, как группа дизъюнктивных дислокаций, выделяются по геометрическим признакам достаточно условно. Они связаны взаим- ными переходами со взбросами; резкая граница между сбросами и сдви- гами не может быть проведена. Вместе с тем в генетическом смысле сбросы представляют собой весьма характерную группу дислокаций, связанных с растяжением слоев или с оседанием участков слоистой структуры. Сбросы осложняют растягивающие своды над поднима- ющимися массивами, а также различные структурные формы, связан- ные с оседанием (например, вулкано-тектонические депрессии). В пер- вом случае часто возникают характерные концентрические и радиальные системы сбросов, во втором случае — их ступенчатые системы. ВЗБРОСЫ И НАДВИГИ Взбросом называется дизъюнктивная дислокация со смещением по сместителю, наклоненному в сторону поднятого крыла. Так же как при сбросе, смещение крыльев происходит в направлении, перпенди- кулярном к простиранию сместителя. Взбросы сопровождаются над- виганием одного крыла на другое и поэтому в кинематическом отноше- нии их следует причислять к надвигам. Их объединяет также общий диагностический признак, используемый при построениях по разре- зам буровых скважин. Так, скважины, пересекающие как взбросы, так и надвиги, показывают увеличенный разрез с повторением части пройденных горизонтов. Взбросы и надвиги не представляют собой двух отчетливо разгра- ниченных групп дизъюнктивных дислокаций. Обычно к взбросам относят те дислокации, сбрасыватель которых наклонен к горизонту под углом 45° и круче, а к надвигам — дислокации с более пологим сбрасывателем. В. Е. Хайн (1964) предлагает различать взбросо- надвиги (45—60°). Вместе с тем взбросы очень близки к сбросам. Они могут переходить друг в друга, т. е. одна и та же дизъюнктивная граница может служить на одном участке сбрасывателем для сброса, а на другом — для взброса. Примером в этом отношении может служить дизъюнктивное нарушение, рассекающее Новогрозненскую антиклиналь (рис. 27). Искривление сбрасывателя, наблюдаемое здесь, ведет к тому, что кверху взброс переходит в нормальный сброс. Сброс, секущий Новогрозненскую антиклиналь, первоначально занимал близкое к вертикальному поло- жение и лишь затем испытал искривление. Таким путем вертикальный сброс приобрел на одних участках свойства нормального сброса, на дру- гих участках — свойства взброса. 125
Взбросы и надвиги в слоистой структуре часто бывают связаны с наклонными и опрокинутыми складками. Смещение при взбросах и надвигах происходит преимущественно по восстанию поверхности сбрасывателя. Среди надвигов по залеганию поверхности надвигания можно различать пологие, горизонтальные, ныряющие (изогнутая поверхность, местами наклоненная в сторону надвигания) и волнистые надвиги. При залегании поверхности надвига по напластованию говорят опластовых надвигах. Особой разновидностью являются эрозионные надвиги, в которых надвинутое крыло располагается на эродированной поверхности более молодых пород, слагающих поднадвиговое крыло. В случае эрозионного над- вига крылья надвига (надвинутое и поднадвиговое) соприкасаются не по поверхности разрыва, а по поверхности размыва. Надвинутое крыло представляет собой как бы новый слой, «отложившийся» на по- верхности Земли, слой более молодой, чем породы поднадвигового крыла, хотя и сложенный более древними породами. Здесь мы имеем как бы отложение за счет тектонической денудации, продукт которого был транспортирован без разрушения. В данном случае процесс разви- тия дизъюнктивных дислокаций переплетается с процессом формиро- вания осадочной оболочки. Рис. 27. Разрез через Ново-Грозненскую анти- клиналь (из И. О. Бро- да, 1937) 1 — нефтяные залежи. Рим- скими цифрами обозначены номера нефтяных пластов 126
Пологие надвиги с большим перекрытием (большой амплитудой горизонтального перемещения), измеряемым многими километрами, называются шарьяжами. Надвинутое крыло крупных надвигов пли шарьяжей называют покровом, или аллохтоном, под- надвиговое крыло — постелью надвига, или автохто- ном. Часть покрова, расположенная впереди по его движению, назы- вается лбом покрова; корнями покрова называют пли глубокие части покрова, сливающиеся с автохтоном, или же участки автохтона, отделившись от которых, покров начал свое движение. Вследствие того, что поверхности крупных надвигов или шарьяжей часто залегают горизонтально или волнообразно, размыв может по- вести к уничтожению отдельных частей покрова и к обнажению под ним участков автохтона. Выход на поверхность пород автохтона среди поля развития пород покрова называется тектоническим окном. Уцелевшие от размыва изолированные островки покрова, сохранившиеся среди поля развития пород автохтона, бывают пред- ставлены экзотическими скалами (экзотическими уте- сами, липпенами, клиппами), хотя подобные образования могут также иметь оползневое происхождение (Гроссгейм, 1948). Экзотические скалы описываются в Динар идах под именем блу- ждающих к л и п п о в И. И. Белостоцким. Самым крупным блуждающим клиппом в Албании является блок (3x6 км) сенон- туронских известняков на окраине впадины Шкумбина, представля- ющий останец покрова. Подобные блоки называются «блуждающими», так как они перемещаются на большие расстояния по склонам под дей- ствием силы тяжести. В связи с успехами изучения покровной тектоники Альп, в част- ности, в связи с появлением работ Гейма и О. Ампферера в двадцатых годах XX в. возникло чрезмерное увлечение покровами (так называемый «н а п п и з м» или «у л ь т р а н а п п и з м» (nappe — покров, ска- терть — фр.), причем многослойные покровы часто рисовались даже для районов платформенного строения или плохо изученных. Боль- шинство таких построений не оправдалось и «наппизм» был скомпроме- тирован. Возникли сомнения в широком распространении шарьяжей и в существовании крупных шарьяжей вообще («антинаппизм»). Антп- наппизм, однако, оказался заблуждением, тесно связанным с господ- ствующими в геологии в 30-х и 40-х годах представлениями, полностью отрицающими роль горизонтальных движений в формировании текто- нической структуры осадочной оболочки Земли. В эти годы некоторыми исследователями отрицалось существование шарьяжей даже в Альпах, ранее считавшихся классической страной их развития. За последние десятилетия начали проводиться детальные геологи- ческие съемки и глубокое структурное бурение в горных районах. Глубоким бурением было подтверждено наличие крупных шарьяжных перекрытий в Копет-Даге, Динарпдах, Южных Карпатах (Гетский покров), Восточных Карпатах (Мармарошский массив), Чешских и Польских Карпатах, Урале, Прибайкалье, Скалистых горах и в дру- гих районах. В частности, на Урале установлены надвиги с горизон- тальным перемещением до 15—20 км (Камалетдинов, 1965); в Динари- дах описаны (Белостоцкий, 1963, 1965) шарьяжи с перемещениями 127
не менее 50—60 км. Детальными съемками установлены шарьяжи в Гималаях, Норвежских каледонидах, Атласе и других складчатых областях. Для южных отрогов Музкольского хребта на Памире описаны покровы мел-палеогеновых пород с перемещением не менее 35—40 см (Руженцев, 1965; Дюфур, Руженцев, Швольман, 1965). Предполагается, что суммарное перемещение по надвигам Памиро- Алайской системы достигает 100 км (Суворов и Самыгин, 1965). Надвиги могут образовывать сложные чешуйчатые системы, причем в отдельных чешуях возникают самостоятельные складчатые изгибы. Примером сложной чешуйчато-складчатой структуры может служить район Биткова в Восточных Карпатах. Здесь различаются н а д ви- гов ы й (Береговая складка), поднадвиговый (Молодьков- ская и Бабченская складки) и глубинные этажи складча- тости (Палинский и Юрчук, 1965) — см. рис. 28. Сложную чешуйчатую систему образуют надвиги северной окраины Донецкого бассейна (Попов и Лапкин, 1953). Надвиги эти протяги- ваются почти в широтном направлении и поверхности их наклонены на юг. Размеры перемещений нарастают при переходах к более глубо- ким горизонтам, что свидетельствует о длительности надвигового процесса. Так, в Лысычанском надвиге размах перемещения по камен- ноугольным отложениям составляет более 200 м-, а по молодым отло- жениям киевского яруса палеогена 50 м; в Марьевском надвиге 1500 м, а по молодым отложениям несколько десятков метров; в Алмаз- ном надвиге по карбону 1600 м, по мелу 100 м, по палеогену 15—20 м. Надвиги различных морфологических типов описаны в хребте Кара- тау в Южном Казахстане (Галицкий, 1936, 1940, 1967; Грум-Гржи- майло, 1965). Рис. 28. Надвиги Бабченского района. По Р. В. Палннскому и II. М. Юрчуку (1955) epmt — воротыщенская свита, пли — поляницкая свита, м.лнг, мл-н2, млна — менелитовая свита, бет — быстрицкая свита, ер — выгодско-пасечнянская свита, мне — манявская свита, стр — стрыйсная свита 128
Надвиги разнообразны. В Европе, например, различают шот- ландский и альпийский типы надвигов. Надвиги шот- ландского типа необязательно сопровождаются складчатостью. По- логая поверхность надвига представляет собой скол, не считающийся со складчатостью. Надвинутое крыло разделено на ряд тектонических чешуй, смещенных в направлении основного падвигового перемещения. Надвиги альпийского типа связаны с весьма сложными сочетаниями опрокинутых складок; эти складки разорваны вдоль растянутых опрокинутых и лежачих крыльев и надвинуты друг на друга. Над- виги альпийского типа, как правило, представляют собой сложные шарьяжи. Среди шарьяжей или покровов альпийского типа П. Термье различает покровы первого рода, развитые из огромных лежачих складок (пеннинские покровы Альп, покровы Карпат), и покровы второго рода, развитые из секущих надвигов при участии гравитационного соскальзывания из орографических поднятых участков в опущенные. Подробные описания, характеризующие оба рода покровов, можно найти у В. Е. Хайна (1964) и А. Е. Михайлова (1967). Б. и Р. Уил- лисами (1932) выделены надвиги аппалачского типа, ослож- няющие асимметричные компетентные складки; по поверхности надвига, пересекающего крутое крыло, происходит надвигание на него сводо- вой части и пологого крыла складки. Надвиги Скалистых гор, описываемые Б. и Р. Уиллисами, по данным Мак Конелля, принад- лежат к другому типу; вдоль этих надвигов поднятые массивы Ска- листых гор надвинуты на смежные впадины, надвиги не связаны не- посредственно со складками и имеют, по-видимому, глубокое зало- жение. В Средней Азии А. И. Суворов (1962, 1963) выделяет два типа надвигов, вернее крупных надвиговых систем. Надвиги успенского типа (глубинные надвиги) представляют собой состоящие из серии взбросов и надвигов чешуйчатого строения зоны, по которым крупные поднятия надвинуты в сторону прилегающей впадины. Няд- виги вахшского типа являются более пологими и менее глубокими (надвиги покрова); они располагаются вдоль границ склад- чатых областей различного строения и сопровождаются большими горизонтальными перемещениями (десятки километров). Структура по- кровов — чешуйчато-складчатая, нередко с горизонтальным или вол- нистым положением поверхностей надвигания, которые приурочены обычно к кровле пластичных соленосных или глинистых толщ. Разнообразие надвигов стоит в связи с различными механическими свойствами материала (например, шотландские надвиги в консолиди- рованных, а альпийские в пластичных толщах), размещением масс горных иород (надвигание массива на впадины), соотношениями текто- нических форм и т. д. Кинематика надвигания исследовалась В. Н. Даниловичем (1950) на примере Ангарского надвига. Им были изучены следы движения (тектониты, трещиноватость, деформация напластований) в обоих крыльях надвига. Было установлено, что движение происходило в обоих крыльях надвига, однако в висячем крыле дислоцированность была более интенсивной. Вблизи поверхности надвига пластические 9 заказ 206. 129
перемещения материала в крыльях были наибольшими и по удалении от надвига постепенно затухали. На фоне плавного затухания пласти- ческих перемещений наблюдались разрывы, трещиноватость и т. д., выражающие, по словам В. Н. Даниловича (1950), частную прерыви- стость движения на фоне его общего изменения. Подобного рода работы были проведены В. Г. Гладковым (1965), исследовавшим Оловянинский надвиг (Забайкалье), который приводит в соприкосновение палеозойские метаморфические сланцы с нижне- юрскими отложениями. В. Г. Гладков установил закономерные связи между ориентировкой осей складок в висячем и лежачем крыльях надвига и положением сместителя, имеющего широтную ориентировку и наклоненного к югу. В лежачем крыле он описал складки размером 1—4 м широтного простирания с осевыми поверхностями, наклонен- ными к северу, тогда как осевые поверхности складок в висячем крыле наклонены к югу. Установлены также закономерности в распределении трещин, будин, оптических осей кварца в милонитах вблизи смести- теля, ориентировке сплющенных галек в конгломератах борозд на зеркалах скольжения. Исследования В. Н. Даниловича и В. Г. Глад- кова показывают, что явление надвигания не ограничивается взаим- ным перемещением блоков, а связано со значительной структурной перестройкой и динамометаморфизмом отложений, участвующих в над- вигании. Важные соображения о возможных условиях возникновения на- двигов в геосинклинальных областях высказаны В. Г. Войновским- Кригером (1959). Обращая внимание на то, что «сближения фаций» часто рассматриваются как результат значительных надвиговых пере- мещений, он предлагает поменять местами причину и следствие и счи- таться с тем, что надвиги могут быть обусловлены существованием «сближенных фаций». В реальных условиях стыки значительных толщ, различных в фациальном и механическом отношениях, могли определяться глубинными разломами, контролировавшими условия накопления формаций в течение длительного времени. Поскольку в таком случае механически различные призмы осадков соприкасаются друг с другом на значительном протяжении, создаются условия, при которых во время складчатости (сжатия) возникают срывы и горизон- тальные перемещения. Именно этим механизмом В. Г. Войновский- Кригер объясняет тот факт, что глубинные разломы так часто сопро- вождаются надвиговыми явлениями в верхнем структурном этаже. Близкое к этому объяснение механизма надвигов было предло- жено автором (Косыгин, 1962) для Восточных Карпат, где наиболее крупные надвиги разграничивают основные структурно-фациальные зоны и направлены в сторону опущенного или прогибающегося блока. Имея в виду, что при формировании глубоких прогибов может про- исходить растяжение слоев, а при подъеме — сжатие, сокращение их поверхности и складкообразование (Косыгин и Магницкий, 1948) в смежных блоках, испытывающих движения разного знака, в таких случаях возникает движение масс в сторону опускающегося блока, которое сопровождается искривлением разделяющих блоки разломов и преобразованием их в надвиги (например, Вахшский надвиг, раз- вившийся из субвертикального глубинного разлома). 130 ------------------------------------------------------- Все о геологии http://geo.web.ru/
Механизм образования так называемых аркогенных надви- гов, возникающих по краям крупных сводовых поднятий Сибири и Тянь-Шаня, рассматривается В. Н. Даниловичем (1963). Надвиги эти наклонены в сторону поднятия, имеют сравнительно крутые на- клоны поверхности надвигания. По В. Н. Даниловичу, при росте сводов возникают сбросы, а надвиги являются результатом обратного скольжения по отдельным сколам под влиянием локального бокового сжатия, возникающего в своде при некотором его оседании во время остановок роста. Современные исследования показывают, однако, что падения по краям сводовых кайнозойских поднятий Сибири и Тянь- Шаня в большинстве случаев, по-видимому, вызваны тангенциальными напряжениями в земной коре. Взбросы, надвиги и шарьяжи представляют собой типы дизъюнк- тивных дислокаций, выделяемые по геометрическим признакам. Вместе с тем они образуют весьма характерную в генетическом отношении группу дислокаций. В отличие от сбросов, которые наиболее свой- ственны сводовым поднятиям и зонам опускания, надвиги и шарьяжи особенно характерны для линейных складчатых геосинклинальных зон. Формирование надвигов обычно связывается со сжатием, господ- ствующим в таких эонах при складкообразовании. Однако для объяс- нения образования надвигов недостаточно привлечение механизма простого скалывания при сжатии; по-видимому, происхождение надви- гов необходимо увязывать со специфическими геологическими усло- виями складчатых систем, в частности, с наличием и особенностями структурно-фациальных зон (Войновский-Кригер, 1959; Косыгин, 1962). Вопрос о происхождении шарьяжей еще менее ясен. Если не считать, по-видимому, вполне резонных аналогий с подводно-ополз- невыми явлениями, то надо признать, что пока еще не существует удовлетворительных объяснений механизма образования шарьяжей с перекрытиями в несколько десятков и сотен километров. Причины образования и широкого развития шарьяжей следует искать в при- роде тектонических напряжений, возникающих в Земле не только в результате внутренних процессов, но и в результате внешних косми- ческих воздействий. В первом случае можно говорить лишь о верти- кальных тектонических движениях, а во втором случае о горизонталь- ных перемещениях крупных масс в оболочках Земли. ОПОЛЗНЕВЫЕ ДИСЛОКАЦИИ Учитывая соображения о возможной оползневой природе хотя бы некоторых шарьяжей, рассмотрим оползни, как тип дислокаций. Различают наземные оползни и подводные оползни. К наземным оползням могут быть близки эрозионные надвиги. Различие между ними заключается в том, что наземные оползни могут быть связаны только с гравитационными силами, эрозионные же надвиги могут быть того же происхождения, но могут быть также обязаны тектоническим напряжениям; в таком случае они представляют собой го- ловную поверхностную часть обычной надвиговой дислокации. Наземные оползни — дислокации, связанные с оползанием масс пород под действием силы тяжести из орографически поднятых в орографически пониженные участки. Оползание иногда захватывает площади в несколько десятков квадратных километров. Обычно оползание происходит по кривым поверхностям. 9* 131
вверху более крутым, внизу выполаживающимся. У верхней границы оползня возникают трещины растяжения; в основании оползня развивается поверхность скольжения, сопутствуемая зоной раздробления и перетирания пород, участвующих в оползне, а также складками волочения. У подпожия оползня происходит акку- муляция материала с образованием складок и миниатюрных надвигов. Перемещения по крупным оползням достигают нескольких километров, а мощности толщ, вовле- каемых в оползание, могут измеряться десятками и сотнями метров. Результаты древних оползневых дислокаций могут наблюдаться в виде мелких местных наруше- ний в толщах различного геологического возраста. С оползневыми нарушениями связаны дислокации, описанные под названием «атектонических сбросов» при структурном картировании в Прикамье. Так наз- ваны ступенчатые сбросы, параллельные наиболее старым оврагам. Смещения по этим сбросам варьируют от нескольких сантиметров в горизонтально залегающих слоях до нескольких метров в слоях, наклоненных под углом 15—20°. Сбросы при- урочены только к глинисто-песчаной белебеевской свите, богатой водоносными горизонтами (Розанов, 1944). Описание гравитационных сбросов, связанных с на- земными оползнями в Динаридах, дано И. И. Белостоцким (1964). Мелкие складки, связанные с наземными оползнями, описаны в мезозое Восточного Притиманья В. В. Меннером и М. Е. Раабеп (1958). В древнекаспийских отложениях Биби-Эйбата в результате скольжения материала террас по ложу, образованному породами апшеронского яруса, и давле- ния со стороны оползневых обрывов, к которым прислонены террасы, возникли мел- кие складки, опрокинутые, дисгармоничные и типичные диапировые, с ядрами про- тыкания и с брекчиями (Горнн, 1946). Явления наземного оползня описаны М. Г. Агабековым и К. М. Султановым (1954) в Западном Азербайджане. В северной половине междуречья Куры и Поры расположены хр. Ахтахтатапа и западное продолжение хр. Эйляр-Оюги, имеющие антиклинальное строение и осложненные несколькими продольными надвигами. На северном крыле Эйляроюглпской антиклинали наблюдаются нарушения, свя- занные с крупными наземными оползневыми явлениями; встречающиеся здесь вторичные складки занимают до 1,5—2 кл«2. Происхождение этих складок рисуется следующим образом: при разрушении неравномерно сцементированных песчаных пластов верхнего сармата их плотные участки образовывали останцы мощностью более 100 м. Они не могли оставаться в покое на наклонных плоскостях (30—35°) слоев крыла складки и оползали на расстояния свыше 200 л. На северном крыле антиклинали Ахтахтатапа встречаются складки оползания в криптомактровых слоях среднего сармата. Ископаемые наземные оползни, обязанные гравитационному скольжению по пластовым поверхностям, обладающим значительными наклонами (30—35°), по мнению М. Г. Агабекова (1953), могут наблюдаться только в геосинклипальных областях, но не на платформах, где залегание слоев весьма пологое. Однако Р. Г. Гарецким, В. И. Самодуровым и А. Л. Яншиным (1957) описаны оползневые дислокации в палеогене бугра Карак в Северных Кызыл- кумах, т. е. в платформенных условиях. Здесь зоны интенсивных дислокаций ши- риной 1100—1200 м имеют грабенообразное строение и внутреннюю чешуйчатую структуру. Образование оползневых дислокаций связывается с опусканием «какой- то массы горных пород» (стр. 97). Подводные оползни представляют собой результат смещения по поверхностям скольжения пород в пониженные участки дна водоемов. В резуль- тате подводных оползней появляются мелкие складки, а также скопления и про- слои брекчий. Эти дислокации наблюдаются в пределах пласта или группы пластов и не распространяются выше и ниже по разрезу. Площади, занимаемые подводно- оползневыми дислокациями, достигают сотен и тысяч квадратных километров, а захваченные ими мощности исчисляются десятками (по мнению некоторых авто- ров, сотнями) метров. Подводнооползневые явления с подробной характеристикой морфологии соз- даваемых ими форм и анализом причин их возникновения и развития весьма обстоя- тельно описали Н. Б. Вассоевич и С. Т. Коротков (1935). Еще раньше подводнооползневые явления были описаны Н. Н. Горно- стаевым (1925) в визейских отложениях у г. Томска. Огромное значение могут иметь правильная диагностика и описание подводно- оползневых нарушений при решении разных вопросов тектоники и палеогеографии. 132 -----------------------------------------------------------------
Геологическое значение подводных оползней, по А. Д. Архангельскому и другим авторам *, заключается в следующем. I. Подводные оползни объясняют: 1) присутствие более древних отложений среди более молодых; 2) удвоение толщ; 3) выпадение отдельных слоев и целых свит из разрезов в области оползаний; 4) углубления (выемки), штриховку, царапины и вообще следы эродирующей деятельности в породах; 5) существование местных несогласий; 6) появление чуждых фаций в разрезах (например, мелководных отло- жений среди более глубоководных); 7) некоторые мелкие складчатые дислокации, сопровождающие формирование оползней; 8) происхождение пород (например, конгломератового и брекчиевидного сложений). II. Подводные оползни позволяют судить: 1) о существовании наклонов мор- ского дна и даже иногда об их направлении; 2) в некоторых случаях о местоположе- нии береговой линии и составе прибрежных отложений; 3) о состоянии осадков в момент их оползания. III. Изучение подводных оползней позволяет судить о: 1) времени проявле- ния тектонических движений; 2) эпохах подводных оползней; 3) резких нарушениях равновесия водных масс или условий седиментации. И. И. Белостоцкий (1964) на основании исследований в Динаридах пред- лагает различать подводные оползни по масштабам их проявлений: 1) оползни без заметного смещения фаций и разрушения первичной слоистости; перемещение по таким оползням достигает нескольких километров; 2) оползни со значительным смещением фаций, частичным или полным разрушением первичной слоистости, но с ограниченным развитием процессов перемешивания пород; 3) грандиозные разрушительные оползни с полным хаотическим перемешиванием пород различных фаций, с огромным объемом переносимых масс и образованием толщ мощностью до 500 м и более (рис. 29). В оползневой фации различают зоны, по расположению которых можно судить о положении центра прогибания. Указания о положении центра прогибания дают также данные о направлении движения оползающих глыб. П. П. Забаринский предлагает выделять две зоны в оползневой фации: а) зону с резко увеличенной мощностью горизонта с оползнями; б) зону уменьшен- ных мощностей, соответствующую краевой части участка, испытывающего нисходя- щие движения (в частном случае мощность горизонта здесь может быть равна нулю, т. е. горизонт с оползнями и подстилающие его слои могут отсутствовать и выше- лежащие отложения будут налегать с перерывом в основании на горизонты, не за- тронутые оползнями). Простирание глыбовых оползневых внедрений обнаруживает соответствие с направлением линий равных мощностей. Вопросы направления движения осадков в древних подводных оползнях того тппа, который характеризуется оползанием неотвердевших и не вполне обезвожен- ных осадков, разрабатывались 3. А. Мишуниной (1951). В результате наблюдений за оползневыми дислокациями (мелкими складками) в домеренных отложениях периферии Ромейского соляного купола, в террасах Дона и Днепра 3. А. Мишу- нина приходит к выводу, что оползневые складочки опрокидываются в сторону, противоположную направлению оползания. Причиной этого, по мнению 3. А. Ми- шуниной, являются большая уплотненность и больший вес нижнего слоя осадков, который поэтому движется быстрее, чем верхний, менее уплотненный слой. Особенно ясно значение правильной диагностики ископаемых подводноополз- невых явлений видно из данных В. А. Гроссгейма (1948), установившего подводно- оползневый генезис части так называемых Дибрарских утесов на Юго-Восточном Кавказе. Дибрарские утесы — это экзотические скалистые известняковые тела, чуждые облекающим их породам мощных монотонных серий флишевой зоны. По- добные образования известны во многих других местах Кавказа (Кахетия, Северо- Западный Кавказ), в Крыму, Татрах, Альпах, где такого рода утесы называются клшшенами. В отношении происхождения экзотических утесов высказано несколько гипо- тез, а именно: 1) островная гипотеза, согласно которой утесы рассматриваются как острова среди флишевых бассейнов; 2) гипотеза протыкания, по которой утесы про- тыкали снизу мягкие флишевые отложения; 3) шарьяжная гипотеза, в соответствии с которой утесы рассматриваются как размытые остатки шарьяжей. Цитируется по Н. Б. Вассоевичу и С. Т. Короткову (1935). 133
Естественно, что принятие той или иной гипотезы ведет к далеко идущим вы- водам относительно тектоники района, поэтому исследования В. А. Гроссгейма имеют весьма важное значение. В. А. Гроссгейм пришел к заключению, что утесы эти откололись от скалистых кордильер и перемещались по наклонному дну на 20—30 км. В. А. Гроссгейм приводит примеры залегания маленьких утесов — крупных валунов. Валун, вминаясь в мягкие неконсолидированные осадки, соз- дает в подстилающих глинах две антиклинальные волны по обеим сторонам. Выше- лежащие слои облекают валун — над ним они утонены, но несколько выше по раз- резу мощность слоев становится неизменяющейся вследствие выравнивания дна. а б в Рис. 29. Разновидности (а, б, в) подводно-оползневых дислокаций. По И. И. Белостоцкому (1964) 134
Аналогичные образования — погребенные клиппы (олисто- литы по Ж. Обуэну) описаны в Динаридах (Белостоцкий, 1964); они предста- вляют собой переотложенные во флишевых, молассовых и других терригенных тол- щах, бескорневые блоки более древних пород объемом до десятков миллионов кубо- метров. Признаками их гравитационного (оползневого) происхождения являются: а) отсутствие дизъюнктивных контактов по их крыльям, б) прислонение вмещающей толщи к их боковым стенкам, в) стратиграфический контакт сверху, г) наличие оползневых масс внизу и по бокам с характерными вихревыми структурами исте- чения (рис. 30). Подводнооползневые явления широко известны не только в третичных и мело- вых отложениях, но и в палеозойских отложениях, например на У рале, где подвод- ные оползни связываются с формированием Приуральского прогиба. Так, А. А. Богданов (1946) впервые описал в каменноугольном флише Южного Урала экзотические скалы и глыбы оползневого происхождения. Более детально они изу- чались И. В. Хворовой (1961). Примерно такого же рода оползневые брекчии известны в артинских отложе- ниях Уфимского амфитеатра (Иванов, 1931). Крупные, до нескольких километров в длину, экзотические утесы обвально-оползневого происхощдения, образованные карбонатными породами девонского и каменноугольного возраста, содержатся в верхнепалеозойском флише Туркестанского хребта (Черенков, 1964). Ряд примеров подводнооползневых дислокаций в еще более древних слоях описан И. И. Белостоцким (1955). На западном склоне Южного Урала такие явления установлены им в саткинской свите рифея. Здесь в темно-серых плитчатых мергелистых доломитах наблюдаются «серии тончайших микроскладок, напомина- ющие стопки ученических тетрадей». Микроскладки лежат друг на друге и захваты- вают прослоечки по нескольку миллиметров толщиной. Складки настолько тонки и параллельны общей слоистости, что их трудно заметить. Их замки подобны ко- решкам тетрадей. Такую складчатость И. И. Белостоцкий предлагает называть «листоватой складчатостью». К оползневым явлениям в саткинской свите также отнесены местные несогласия, связанные с оползанием, доломитовые «караваи», вмятые во вмещающую породу, и т. д. Этим же исследователем описаны подводнооползневые дислокации в нижнем палеозое Северной Кореи, в песчано-глинистых дельтовых толщах девона Уймен- ской впадины на Алтае и в девонских красноцветных песчаниках Тувы. На Алтае подводно-оползневые дислокации сопровощдаются инъекциями песчаного материала из нижнего слоя через трещины в прослоях уплотненных алевритов. Оползневые дислокации в морфологическом отношении могут быть очень близки к надвигам, однако происхощдение их различно — первые связаны с тектоническим напряжением сжатия, вторые — с гравитационными силами. По причине конвер- генции признаков диагноз дислокации при отнесении ее или к надвиговому или Рис. 30. Погребенные клиппы в Динаридах. По И. И. Белостоцкому (1964) 1 — пароды оползневого горизонта; 2 — флиш (Pg?); а — III терраса р. Вьосы; 4 — II терраса р. Вьосы 135
к оползневому типу может быть ошибочным. Необходимым элементом как надви- говых, так и оползневых дислокаций является поверхность скольжения, часто сопровождающаяся брекчиями трения, складками волочения, штрихами, бороз- дами и т. д. Для различения надвиговых и оползневых дислокаций следует фиксировать более тонкие признаки, по которым можно установить в глубинных или поверх- ностных условиях происходило движение перемещающегося надвигового или опол- зневого блока по основанию (постели). Особенно важна оценка этих признаков при исследовании шарьяжей и выяснении их природы. Ведь клиппы (клиппены) издавна считались во всех случаях останцами шарьяжей, по их распространению реконструировались площади распространения шарьяжей и величина их горизон- тального перемещения. Исследованиями же последних лет в ряде районов устано- влена оползневая природа клиппов. Очень важная специфическая черта оползне- вых дислокаций заключается в том, что они в отличие от надвигов (за исключением эрозионных) участвуют в формировании осадочной оболочки. Отрыв тела оползня можно уподобить тектонической денудации, его движение — переносу, его оста- новку — отложению. Таким образом тело оползня ложится на поверхность земли (или поверхность дна) и подобно вновь отлагающемуся слою наращивает осадочную оболочку. Находящиеся в породах тела оползня остатки фауны или другие при- знаки характеризуют не время отложения этого нового «слоя», а возраст отложе- ний, за счет тектонической денудации которых образован слагающий его материал. С этими оговорками к телам оползней вполне применим закон последовательности напластования, как к элементам слоистой структуры. Значительные массы осадков (миллионы тонн) могут оползать из мелководных в более глубоководные зоны во взвешенном состоянии (мутьевые потоки). Периодическое повторение этого про- цесса, по заключению М. Вашичека (1955), может привести к образованию флише- вых толщ. Такую же природу, вероятно, имеет дикий флиш и некоторые горизонты брекчий. Как подводное «блочное» оползание, так и перемещение осадков мутье- выми потоками ведет к появлению слоев с аллохтонными палеонтологическими остатками и совмещению в одном разрезе существенно разнофациальных осадков. СДВИГИ Сдвигом называется дизъюнктивная дислокация, при кото- рой смещение происходит в горизонтальном направлении параллельно простиранию сместителя, который обычно занимает положение, близ- кое к вертикальному. Если взаимное перемещение крыльев сдвига в плане происходит по часовой стрелке, такой сдвиг называется пра- вым (правосторонним), а если против часовой стрелки — левым (левосторонним). В последние годы большое внимание уделяется изучению сдвигов в связи с возросшим интересом к горизонтальным тектоническим дви- жениям, которые долгое время недооценивались. Важная в мето- дическом отношении работа по изучению сдвигов, результаты которой здесь излагаются с необходимыми комментариями, проделана А. В. Пей- ве с сотрудниками (Буртман, Лукьянов, Пейве, Руженцев, 1963). Согласно этим исследованиям установление сдвигов по смещению геологических тел возможно при соблюдении двух условий: 1) в обоих крыльях сдвига должны быть развиты сопоставимые образования (геологические границы, тела); 2) геологические образования, слага- ющие крылья сдвига, должны иметь отчетливо выраженное в плане зональное строение, а ориентировка этих тел не должна совпадать с простиранием сместителя. Описано несколько способов установления сдвигов по смещению тел. Так, сдвиги могут устанавливаться по смещению фаци- альных зон («метод фаций»). «Метод фаций надежен, — пишут авторы, — и шире других применяется для установления горизонталь- 136
ных смещений по разломам. Анализируется фациальная зональность синхронных отложений, развитых на обоих крыльях разлома. В слу- чае сдвига в обоих крыльях будет наблюдаться совершенно аналогич- ный порядок чередования фациальных провинций (зон),последовательно смещенных по разлому» (1963, стр. 25). При этом должно быть доказано, что фациальная зона, по положе- нию участков которой по обе стороны разлома устанавливается сдвиго- вое перемещение, представляла собой до этого сдвигового перемещения единое ненарушенное тело и что те тела, которые выделены по обе стороны разлома и рассматриваются как смещенные участки этого ненарушенного тела, не представляют собой самостоятельных фа- циальных тел, образовавшихся в разобщенных в латеральном напра- влении участках рассматриваемого хроностратиграфического под- разделения. Кроме того, необходимо установить, что примыкание разобщенных участков фациальной зоны к разлому определяется дизъюнктивной, а не фациальной границей. Это может быть достигнуто детальным изучением примыкающих к разлому участков выделенных фациальных тел. Сдвиги могут устанавливаться по смещению области сноса обломочного материала относительно области его аккумуляции. Способ применим в случаях, когда области сноса и аккумуляции находятся на разных крыльях разлома. Данный способ А. В. Пейве и другие характеризуют как разновидность метода фаций. Опыт его применения, как можно судить по примерам, приведенным в рассматриваемом труде (Сан-Андреас в Ка- лифорнии и Дарвазский хребет), относится к современным или очень молодым отложениям, по отношению к которым являются синхрон- ными не поверхности перерыва внутри осадочной толщи, а современ- ная поверхность рельефа в области размыва. При хорошей обнажен- ности распределение возможных источников сноса в пределах возмож- ных расстояний транспортировки может быть освещено с достаточной полнотой. Следующие способы установления сдвигов, а именно по смещению зон равных мощностей, смещению метаморфических зон, смещению интрузивных тел, смещению жил, даек и рудных тел, смещению фаунистических провин- ций (биостратпграфпческих тел) требуют лишь установления идентичности двух смещенных и сдвинутых по различу частей тела. Принадлежность частей к еди- ному «досдвиговому» телу устанавливается по сопоставлению размеров, формы, состава, внутренней структуры, соотношений с вмещающими породами, с учетом гомотаксальвостп систем смещенных тел. Применение способа установления сдвига по смещению «складчатых и разрывных структурных форм» встречает некоторые трудности, так как не всюду тектоническая форма или досдвиговые разломы обладают при- знаками, позволяющими сопоставлять разделенные сдвигом их части. «Необходимо помнить о возможной переработке складчатых и разрывных форм во время движе- ния крыльев сдвига...» (стр. 30). Способ установления сдвига по смещению тектонических (структурно-фациальных) зон может ока- заться несколько субъективным при отсутствии строгих правил установления тек- тонических зон (тектонического районирования). «Тектонические зоны выделяются по комплексу признаков (возраст складчатости, формации и т. д.), площадное рас- пространение которых не вполне совпадает. Придавая большее или меньшее зна- чение тому или иному признаку, можно по-разному провести границу зоны» (стр. 31). По смещению форм рельефа, смещению построек и 137
инженерных сооружении, повторным триангуля- циям и геофизическим методам (смещение по разломам при землетрясениях) можно определить размеры современных сдвигов. Эти способы нельзя рассматривать как вполне геологические, так как в них не используется смещение геологических границ и тел. В литературе описаны многочисленные случаи установления сдвигов по не- которым из перечисленных выше методов. Так, «фациальным методом» устанавливаются поперечные к кавказским про- стираниям правые сдвиги со смещением 5—8 км в районе Туапсе (Борукаев и Дья- конов, 1964). На Юго-Восточном Памире и на восточной его окраине установлены зоны правых сдвигов со смещением, определяемым по положению фациальных зон пермо-триаса, до 30 км (Руженцев, 1962; Руженцев и Швольман, 1963). Крупные левые сдвиги суммарной амплитудой до 600 км установлены на Урале по смещению осей и крыльев «кливажантиклиналей» — крупных изгибов поверхностей сланце- ватости (Плюснин, 1962, 1964, 1966). Интенсивно сдвиги проявлялись по разломам, ограничивающим Магнитогорский синклинорий и Восточно-Уральский антиклино- рий, а также по сети перекрещивающихся разломов внутри этих структурных элементов. Согласно массовым замерам сдвиговые движения блоков были напра- влены под углами от 0 до 40° к горизонту. Суммарная амплитуда субмеридиональ- ных сдвигов Магнитогорского синклинория, «накопившихся с нижнего карбона до триаса», превышает 100 км. Сдвиги являются левыми. На основании анализа геологических и геофизических данных высказаны предположения о наличии сдвиговых компонент смещения до 30 км вдоль крупных продольных и поперечных разломов между Украинским щитом и складчатой зоной Горного Крыма (Чекунов, Горкалепко, Харечко, 1965). Значительные поперечные правые сдвиги установлены на Полярном Урале. Ю. В. Чудинов полагает, что «поворот Уральского хребта в его полярной части на северо-восток обусловлен не общим плавным поворотом всей структуры Урала», а сдвигами по поперечным разломам; причем суммарное горизонтальное перемеще- ние по сдвигам около 200 км (Чудинов, 1964, стр. 76). Талассо-Ферганский разлом подробно описан как сдвиг В. Н. Огневым (1964), который исключительную прямолинейность этого разлома рассматривает как морфологический результат сдвигов. Правые сдвиги герцинского возраста с перемещением вдоль Джунгарского разлома на 30 км сопровождаются горизонтальными перемещениями вдоль оперя- ющих его разломов до 4—10 kju (Иванов и Войтович, 1964). Следы горизонтальных сдвигов описаны в Горном Алтае, в частности для крупных разрывов Теректинской зоны, где наблюдается горизонтальная ориентировка скольжения (Пожарский, 1963). По А. И. Суворову (1962, 1964), крупнейшие сдвиги Казахстана образуют систему северо-западного простирания. В связи с этим заслуживают внимания выводы П. Ф. Иванкина (1957) и Э. Г. Дистанова (1962) о сдвиговом характере Иртышской и Северо-Восточной зон смятия Рудного Алтая, также имеющих северо- западное простирание. Сдвиговый характер Северо-Восточной зоны смятия уста- новлен Э. Г. Дистановым на основании детального петро-тектопического исследо- вания. Интересно строение этой зоны. Она представлена кулисорасположенными, иногда ветвящимися зонами рассланцевания, не имеющими видимой связи с разло- мами и разделенными нерассланцованными участками; степень рассланцованности зависит от состава пород. Степень метаморфизма пород (глинистые сланцы, местами превращающиеся в филлиты и серицитовые сланцы) зависит от степени рассланцо- ванности. Сложность внутреннего строения зоны смятия, как считает Э. Г. Диста- нов, трудно связать с надвиговым и вертикальным перемещением блоков. Следы горизонтальных перемещений (штрихи и складки с вертикальными шарнирами) описаны для Главного разлома Восточного Саяна (Берзин и Клитин, 1961). Таким образом, вырисовывается огромная планетарного масштаба система сдвигов северо- западного простирания, охватывающая Тянь-Шань, Казахстан и Алтае-Саянскую область, а также Мангышлак и Копет-Даг. Описан Фудзино-Иманский левосторонний сдвиг амплитудой 35—40 кл, ответвляющийся от главного Сихотэ-Алиньского шва и секущий складчатую струк- туру Сихотэ-Алиня под углом 30—35° к основному простиранию (Силантьев, 1963). Сдвигами, по-видимому, сопровождалось образование крупных рифтовых долин. Так, по данным А. Кепелла, левостороннее смещение вдоль рифта Красного моря достигает 107 км (Пучков, 1964). 138
Серия параллельных сдвигов с горизонтальным перемещением до 15 км уста- новлена в прибрежной зоне Дагестана по смещению осей антиклинальных складок. По каждому из пяти сдвиговых нарушений северные части складок смещены отно- сительно южных в северо-восточном направлении. Перемещения произошли в тече- ние четвертичного периода (Рябов, 1964). О сдвиговом характере дизъюнктивных дислокаций можно судить по структурному рисунку, образуемому разломом и его оперением или же системой разломов (рис. 31). Накопившийся к настоящему Рис. 31. Структур- ные рисунки (а, б, в, г), возникающие при горизонталь- ном движении. По В. С. Гуртман и др. (1963) I — сдвиги; г —зоны сжатия; а — зоны растяжения 139
времени материал по сдвиговым перемещениям вдоль крупных разло- мов свидетельствует о весьма широком развитии горизонтальных тектонических движений. Сдвиги, также как и сбросы, представляют условно выделяемую по геометрическим и кинематическим признакам группу дизъюнктив- ных дислокаций. Между сдвигами и сбросами нельзя провести в этом отношении резкой грани. Однако сдвиги представляют собой характер- ную в генетическом отношении группу дизъюнктивных дислокаций, связанную с горизонтальными тектоническими движениями. Если надвиги еще могут быть истолкованы как вторичные явления, обязан- ные вертикальным движениям крупных блоков осадочной оболочки, то сдвиги могут быть объяснимы только горизонтальными движениями. Отсюда вытекает важность изучения сдвиговых дислокаций для вы- яснения общих закономерностей развития структуры Земли и этим объясняется огромное внимание, уделяемое в последние годы таким исследованиям. Особое значение приобретают вопросы методики, так как в исследованиях сдвиговых дислокаций оказываются бессильными традиционные методы изучения разрезов, успешно используемые при изучении сбросов, взбросов и даже надвигов. ТЕКТОНИЧЕСКИЕ ФОРМЫ, ОБРАЗУЕМЫЕ ДИЗЪЮНКТИВНЫМИ ДИСЛОКАЦИЯМИ В качестве тектонических форм, образуемых дизъюнктивными дислокациями, могут быть названы грабены, горсты и сбросовые ступени. Грабеном обычно называется ограниченный дизъюнктивными нарушениями блок горных пород, опущенный относительно смежных блоков. В соответствии с этим определением можно выделять грабены в слоистых структурах с горизонтальным или наклонным залеганием слоев. Однако при вертикальном залегании слоев блок, смещенный по дизъюнктивным дислокациям, относительно образуемой ими слоистой структуры, не может быть назван ни опущенным, ни поднятым. Таким образом, в этом случае приведенное определение грабена становится нерабочим. Вместе с тем, если в слоях, наклонных под углом 70— 80°, некоторый блок в сочетании с окружающими его блоками выделен как грабен, то эта же самая тектоническая форма не перестает быть грабеном при возрастании наклона слоев до вертикального положения. Рассуждая дальше в таком же духе, мы можем проследить положение того же грабена в слоистой структуре после того как, перейдя верти- кальное положение, образующие ее слои приобретут опрокинутое залегание. В таком случае (при опрокинутом залегании) наш грабен будет представлять собой блок уже не опущенный, а приподнятый относительно смежных блоков, а приведенное определение для данного случая окажется неверным. Правда, в условиях вертикального и опро- кинутого залегания речь может идти лишь о сравнительно небольших грабенах, осложняющих складки в районах интенсивной складчатости. Для крупных же грабенов остается действительным определение, приведенное выше. Тем не менее более обобщенное определение будет иметь несомненные преимущества; оно может быть, как это рекомен- дует В. А. Соловьев, например, таким: грабеном следует называть 140
ограниченный дизъюнктивными нарушениями блок горных пород, смещенный относительно смежных блоков в сторону подошвы слоев (рис. 32). Поскольку крупные дизъюнктивные дислокации — разломы пересекают не только слои осадочной оболочки, но и глубинную слои- стую структуру, то для грабенов, образованных такими крупными дислокациями, в приведенном выше определении под подошвой слоев следует подразумевать подошвы крупных стратиграфических комплек- сов осадочной оболочки и подошвы слоев, выделяемых по сейсмиче- ским данным. Грабены являются весьма широко распространенной тектонической формой. Грабены часто осложняют своды складок, как это имеет место, например, на некоторых антиклиналях Азербайджана, осложненных системами продольных осевых сбросов. Грабены также широко распространены на брахиантиклиналях Туркмении, где онп имеют клинообразный характер, т. е. ограничены сбрасыва- телями, падающими навстречу друг другу. Таков грабен Большого Солончака в за- падной части Челекенской антиклинали. Сводовые клинообразные грабены сопут- ствуют почти всем эмбенским соляным куполам. Существуют грабены, не связанные непосредственно со складками. К числу их относится Александровский грабен в Саратовском Поволжье (Мещеряков, Обидиентова, Шухевич, 1953). К такому типу грабенов относятся также выполненные мезозойскими отложениями грабены Забайкалья. Один из них — Букукунский грабен (Нагибина, 1946) — выполнен верхнеюрскими — нижнемеловыми континентальными отложениями, залегающими почти горизонтально, местами нарушенными небольшими сбросами (со смеще- ниями в несколько метров), по сбрасывателям которых происходили излияния кай- нозойских базальтов. Сбросы, ограничивающие грабен, имеют амплитуду, измеря- ющуюся сотнями метров; поднятые их крылья образованы песчаниково-сланцевыми толщами палеозоя и гранитами. Контакты мезозойских и палеозойских отложений сопровождаются зонами брекчий. Грабен имеет длительное развитие; заложен он до образования мезозойской континентальной толщи, которая содержит гальки брекчированных пород, подобных наблюдающимся в зоне разлома. Среди крупных грабенов Г. Штилле (1923—1925, 1964) выделял глыбовые грабены, у которых как центральные части, так и крылья сложены слоями одинаковой мощности, т.е. имели одинаковую предшествующую историю развития, и прогибы — грабены, возникшие на месте ранее существовавших прогибов в результате возникновения разломов в их краевых частях. •77^77777777'777J777777/7/J/' * ' ' " ' 7/////////./7//7J7/J///7 Рис. 32. Грабены при нормальном (а), вертикальном (б) и опрокинутом (в) залегании слоев 1 — поверхность Зем- ли; 2 — кровля слоя; 3 — подошва слоя; 4 — разлом 141
Крупным грабенам, таким как Байкальский, Восточно-Африкан ские, грабен Мертвого моря, Рейнский, посвящена большая широко известная литература, среди которой можно указать работы И. В. Гре- гори, Б. Виллиса, Ф. Дикси, Г. Клооса и др. Обзор работ, в которых обсуждаются проблемы происхождения крупных грабенов, недавно сделан И. В. Лучицким и П. М. Бондаренко (1967). Эти грабены обычно трактуются как рифтовые долины, т. е. долины, ограниченные нормальными сбросами. В русской литературе рифтовые долины часто описывают под названием рифтов, что является следствием неточностей, допущенных при переводе книги Б. Виллиса «Проблема Мертвого моря» (1934). Собственно рифт (rift) означает разрывное смещение, вызванное силой тяжести, так что правильнее говорить о перечисленных крупных грабенах не как о рифтах, а как о продолговатых блоках, ограниченных рифтами, или рифтовых грабенах, в отличие от рамповых грабенов, ограни- ченных надвигами. Как крупные, так и мелкие рифтовые грабены сопряжены с под- нятиями и растяжениями сводов. При этом образуется весьма характер- ная форма рифтовых грабенов в плане: они в районах своих окончаний разделяются на две ветви (рис. 33), что стоит в связи с погружениями тех удлиненных поднятий, своды которых осложнены грабенами. Длина крупных рифтовых грабенов составляет 200—2500 км. Такую же форму с разветвлениями на концах имеют значительно меньше по размерам (3—15 км) ограниченные нормальными сбросами грабены, осложняющие своды соляных куполов в Прикаспийской впадине. Сигмоидальная форма Байкальского грабена, как показали экс- периментальные исследования И. В. Лучицкого и П. М. Бондаренко (1967), обусловлена сочетанием сводового растяжения, вызвавшего образование грабена, и горизонтальных вращательных усилий и сдви- гов, обусловивших его характерное искривление в плане (рис. 34). Сдвиговая природа Байкальской сигмоиды с элементами ее «раздвига- ния» также полностью вытекает из исследований В. В. Ломакина (1966). Связь крупных и мелких (солянокупольных) рифтовых грабенов со сводовыми изгибами отнюдь не означает, что оседание глыб происхо- дит на глубину, обусловленную величиной поднятия свода, т. е. что имеет место простое обрушение сводов. На соляных куполах грабены возникают вследствие расчленения соляных массивов, образования и углубления центральной депрессии; грабен выступает, таким об- разом, как результат активного прогибания, обусловленного оттоком соли (Косыгин, 1950). В случае крупных рифтовых грабенов опускание происходит, по-видимому, за счет оттока глубинного вещества. Так, расчеты Ю. А. Зорина (1966) показали, что действительное опускание фундаментов этих грабенов в 9—10 раз превышает размеры их воз- можного опускания, которое могло бы быть следствием растяжения сводовых поднятий при существующей их кривизне. Объем крупных впадин байкальского типа во много раз превышает объем того про- странства, которое могло освободиться в осадочной оболочке при росте Байкальского свода. Если допустить растяжение, то оно было вызвано какими-то другими причинами. Расчеты Ю. А. Зорина позволяют отдать предпочтение не представлениям об образовании грабенов 142
в результате растяжения сводовых поднятий, а гипотезе о «вулкано- плутонической» их природе или о происхождении их за счет явлений тангенциального раздвигания. Крупнейшей системой грабенов на площади континентов является система Великих Африканских разломов, протяженность которой, согласно Ф. Дикси (1959), достигает 70° или около одной пятой окруж- ности Земли. Эта система рифтовых долин длительно развивалась, обладает большой древностью заложения (докембрий), отчетливо гео- морфологически выражена и представлена структурными формами Рис. 33. Крупные грабены с разветвляющимися окончаниями. По Г. Клоосу из книги И. В. Лучицкого и П. М. Бондаренко (1967) 1 — Рейнский грабен; 2 — северное окончание Красного моря; з — Веттерн; 4 — Ньясса; 5 — Танганьика; 6 — Большой грабен 143
Рис. 34. Системы разломов на своде, испытавшем дефор- мацию сдвига и вращения. Имитация Байкальской риф- товой долины. По И. В. Лучицкому и П. М. Бондаренко (1967) А — вид сверху; Б — разрез
в кайнозойских и мезозойских толщах; вместе с тем она соответствует простираниям докембрийской сланцеватости, положению крупных надвигов и различных интрузивных тел в докембрийских толщах. В некоторых участках, где имеется два или более докембрийских текто- нических направления, более поздние разломы местами следуют одному из них, а затем поворачивают и следуют другому направлению; иногда они пересекают предыдущие направления, но в основном они следуют им. Крылья рифтовых грабенов образуют своды шириной 500—650 км. Интересно то, что меридиональные рифтовые формы на севере, сохраняя свое простирание, следуют прямо через складки Тавра, принадлежащие альпийской складчатой системе, что по-видимому, связано с омоложением здесь древних линий (Дикси, 1959). Это озна- чает, что Африкано-Аравийская система рифтовых грабенов является более древним и более длительным по развитию тектоническим образо- ванием, чем, во всяком случае, некоторые складчатые системы Тетиса. Представляется, что рифтовые системы, подобные Африкано-Аравий- ской, являются столь же древними и длительно развивающимися линеаментами, что и описанные Н. С. Шатским (1948) сквозные дисло- кации, общие для Русской платформы и Кавказа и включающие Ер- генинскую ступень и Дзирульский массив. Заметим, кстати, что моло- дая (неогеновая) Байкальская рифтовая долина, имеющая сама по себе сравнительно небольшую протяженность (800 км), продолжается разломами Уринского авлакогена, Вилюйской синеклизы, Дер- беке-Неглехинскими поперечными разломами Верхоянского хребта и системой разломов Полоусного антиклинория; таким образом, об- щая протяженность этой системы разломов превышает 4000 км. Бай- кальская рифтовая долина расположена вдоль древнейшего докемб- рийского, заложившегося не позднее верхнего архея, крупнейшего шва, она осложняет свод Байкальского сводового поднятия и, таким образом, по ряду признаков сходна с Африкано-Аравийской си- стемой. Еще более грандиозным грабеном является система рифтовых долин, осложняющая в виде глубоких ущелий гребень Срединно- атлантического подводного хребта. По данным Б. Хейзена, М. Торпа и М. Минга (1962), дно долины в среднем располагается на глубине 3650 м, а соседние с ней вершины — на глубине 1830 м' ширина долины 9—40 км. Общая протяженность срединноокеанических хреб- тов — Атлантического, Индийского и хребта в юго-восточной части Тихого океана — достигает 40 000 миль (74 000 км). Связанная с ними крупнейшая планетарная система рифтовых долин (грабенов) как бы следует очертаниям материков. Высокая сейсмическая активность рифтовой зоны при асейсмичности окружающих океанических про- странств (фокусы землетрясений ложатся в рифтовую зону, не вы- ходя из нее дальше чем на 1°, и образуют весьма узкую полосу) и очень высокие величины теплового потока говорят о глубинной при- роде срединноокеанической системы рифтовых долин. Срединноокеанические и внутриконтинентальные рифтовые системы сходны по многим признакам. И те и другие являются осложне- ниями крупных широких сводовых поднятий. Для тех и других свойственны повышенная сейсмичность и повышенная термальность 10 Заказ 206. ----------------------------------------- 145
(Байкал). Морфологические особенности и размеры тех и других в попе- речном сечении также весьма близки (рис. 35). Крупные грабены в фундаментах платформ, выполненные осадоч- ными толщами платформенного чехла, называются авлакоге- нами. Следует отметить, что первоначально этот термин был пред- ложен Н. С. Шатским для структур несколько иного рода — одиноч- ных эпикратонных миогеосинклиналей типа Донбасса, Келецко-Сан- домирского кряжа и складчатой системы Угарта в Сахаре. Однако отнесение Н. С. Шатским к числу авлакогенов также рифейского Па- челмского прогиба позволило позднейшим исследователям толковать этот термин широко и называть так крупные грабенообразные про- гибы фундаментов платформ независимо от того, испытали ли выпол- няющие их слои складчатость или нет. Горстом обычно называется ограниченный дизъюнктивными нарушениями блок горных пород, поднятый относительно смежных блоков. По аналогии с грабеном может быть дано уточненное определе- ние горста как ограниченного дизъюнктивными нарушениями блока горных пород, смещенного относительно смежных блоков в сторону кровли слоев. Горсты, так же как и грабены, могут быть тесно связаны с антиклинальными складками, а могут быть самостоятельными струк- турными формами. При сильном расчленении складок сбрасывателями, не образующими ступенчатой системы, естественно, выделяются как грабены, так и горсты. Грабен оз. Танганьика 9000 ~ 6000 3000 о 3000 Рис. 35. Грабен-рифтовая долина Среднеатлантического хребта в со- поставлении с грабеном Танганьика. По Б. Хейзену из книги В. Е. Хайна (1964) 146
Наглядными примерами горста могут служить: 1) сводовая часть Карачу- хурской брахпантиклинали на Апшеронском полуострове; здесь по двум продоль- ным по отношению к складке сбрасывателям произошло опускание ее крыльев с вертикальным смещением 85 м для восточного крыла и 25—35 м для западного крыла, причем сводовая часть оказалась относительно приподнятым блоком — горстом (Мирчинк, 1939); 2) центральная, приподнятая по крупным поперечным сбрасывателям, часть Боядагской складки. К горстам также относятся «клинообразные надвиги», описанные П. П. За- баринским (1941). Так, П. П. Забаринский предлагает называть систему разрывов, в которой, кроме основного надвига, имеется второй, наклоненный навстречу над- виг; оба эти надвига вырезают сводовую часть складки в виде клина, который вы- давливается вверх, как горст. Клинообразные надвиги являются характерным услож- нением в антиклиналях Восточного Предкавказья (Терский хребет, Дагестан). Сбросовой ступенью называется ограниченный двумя параллельными дизъюнктивными нарушениями блок горных пород, опущенный относительно одного смежного с ним участка и поднятый относительно другого. В более обобщенном понимании сбросовая ступень — ограниченный двумя параллельными дизъюнктивными на- рушениями блок горных пород, смещенный в сторону подошвы слоев относительно одного смежного с ним участка и смещенный в сторону кровли слоев относительно другого участка. Сбросовые ступени могут ограничивать горсты и грабены (например, Рейнский) или же существо- вать независимо от них обычно вдоль границ крупных поднятий и прогибов. Блок, ограниченный двумя параллельными и наклоненными в одну сторону пологопадающими надвигами, надвинутый на один из смежных участков, в то время как другой смежный участок надви- нут на данный блок, называется тектонической чешуей. СИСТЕМЫ ДИЗЪЮНКТИВНЫХ НАРУШЕНИИ Дизъюнктивные дислокации часто группируются в системы, ха- рактеризующиеся, например, параллельным и сближенным располо- жением нескольких дизъюнктивов, взаимным кулисным их расположе- нием или иными признаками. Системами ступенчатых сбросов назы- вают системы параллельных сбросов, каждая из которых отделяет друг от друга сбросовую ступень; соответственно выделяются системы чешуйчатых надвигов. Система параллельных сбросов, которые отделяют друг от друга чередующиеся горсты и грабены, называется системой компенсационных сбросов. Особым типом системы дизъюнктивных нарушений является так называемая структура «конского хвоста», представля- ющая собой комбинацию основной трещины скалывания (или сброса) и примыкающих к ней под углами 30—60° трещин растяжения, возни- кающих в результате скольжения пород вдоль трещины скалывания (сброса); такие трещины растяжения называются также «рубцовыми» трещинами. Структуры конских хвостов могут быть микроскопиче- скими, но могут иметь и крупные геологические масштабы. В. И. По- пов (1938), например, считает, что наряду с конскими хвостами, разли- чимыми только в микроскоп, существуют огромные системы конских хвостов, например Таласско-Чаткальская (300 X 300 км), в которой 10* 147
к огромному Атайнакскому разлому северо-западного простирания примыкают под углом Северо-Ферганский, Угамский и другие разломы югО-западного простирания (вся эта система ограничивает с северо- запада Ферганскую котловину). В морфологическом отношении в структуре «конского хвоста» В. И. Попов выделяет ось конского хвоста (главная тре- щина) и ответвления конского хвоста и предлагает среди этих структур выделять одиночные конские хвосты — односто- ронние и двусторонние — и связанные (двойные или множественные) конские хвосты. Структуры конского хвоста позднее описывались в других районах Средней Азии (Конюк, 1948). Структуру конского хвоста образуют складки и разрывы, примыкающие к главному разлому Копет-Дага (Копп, Расцветаев и Трифонов, 1964), а также разломы верхнего При- амурья (Милай, 1962) — рис. 36. Крупные системы сдвиговых нарушений, обстоятельно описанные А. И. Суворовым (1964) в Казахстане и Средней Азии, ориентированы по азимуту 315°. Длина этих зон от 200—350 до 600—800 км, ширина 10—20 км, местами до 50 км. Сместители вертикальны и прямолинейны, близ них остроугольные блоки и клины — горсты и грабены; развиты антиклинали и синклинали; оси складок образуют со сместителями острые углы. С удалением от разлома складки погружаются; вдоль каждого разлома располагаются трещины скалывания, группиру- ющиеся в две системы, и система трещин отрыва. Общий структурный рисунок, определяющийся расположением связанных с разломом блоков, разрывов, складок, трещин, даек, имеет перистый характер, причем различаются перисто-веерообразный (с прямо- линейными перьями) и перисто-дугообразный (с изогну- тыми перьями) типы строения. Литофациальные комплексы, примы- кающие к разлому, как правило, смещены, флексурно-изогнуты или разорваны и сдвинуты, причем при переходе через разломы состав Рис. 36. Структура «конского хвоста» и размещение интрузивных тел ще- лочных гранитоидов в Верхнем Приамурье. По Т. А. Милаю (1962) 1 — разломы (I — Южно-Тукурингрский, II — Тукурингрский); 2 — интрузивные тела 148
этих комплексов может не меняться. Почти со всеми разломами этой системы связаны магматические очаги, причем массивы изверженных пород приурочены как к самим разломам, так и к их «перьям». Выделяется особый тип структуры «коленчатого вал а». Под структурой «коленчатого вала» понимают трещину, испытывающую резкие изломы, сопровождающиеся переходом левых сдвигов в правые, а также надвиги (Копп, Расцветаев и Трифонов, 1964). Широко развиты в различных районах системы эшелони- рованных разрывов (например, система разрывов на за- падном борту прогиба Тейлер в Техасе). В развитии зон разломов существует тенденция: с течением вре- мени появляются новые оперяющие разломы, в силу чего строение зоны усложняется (рис. 37). Помимо перечисленных выше выделяемых преимущественно по морфологическим признакам систем дизъюнктивных дислокаций, существуют попытки выделения так называемых динамических систем. А. И. Суворовым (1964) выделены динамические системы разло- мов, так называемые динамопары. Динамопары представляют собой сочленяющиеся в плане под прямым или тупым углом пары разломов, ограничивающие блок земной коры, испытывающий гори- зонтальный поворот. В результате вдоль одного «луча» пары происхо- дит сдвиг, а по другому «лучу» — надвигание. Динамопары описаны А. И. Суворовым для Центрального Казахстана и Средней Азии. Примером может служить Успенско-Актасская динамопара (рис. 38). Актасская зона, простирающаяся к северо-западу, представлена се- рией крутонаклоненных (70—90°) разломов длиной до 200 км, шириной 10—20 км, по которым ряд пересекаемых ею крупных структурных элементов сдвинут на 15—20 км. Успенская зона представляет собой надвиговую зону или зону смятия длиной 245 км, шириной 15—40 км. Динамическое единство обеих зон определяется однозначно направлен- ным перемещением масс к северо-западу и близкими значениями ам- плитуд горизонтальных сдвиговых и несдвиговых смещений (Суво- ров, 1961). Рис. 37. Схема развития Главного Каратауского разлома. По Н. И. Николаеву (1959) Этапы: I — протерозойский, II — каледонский, Ш — герцинский. 1 — разломы; 2 — центры вулканической деятельности 149
Рис. 38. Успенско-Актасская динамопара разломов. По А. И. Суворову (1963) а___гпабеныДАктаеткойЛсбг)ос<><^игпвг>й^ Гпт.1?Ке:?ные м>’льДи CD — С,); з — прогибы (D — С,); 4 — вулканогенные толщи (верхний палеозой); направление смешений сбрсс(>сявиговой эовы. « - герцииские гранитоиды; t - зона динамометаморфизма; в - сдвиги; а - надвиги; ю ~ Все о reoi http://geo.web.ru/
В. О. Соловьев (1965) в качестве динамопары выделяет почти параллельно расположенную пару структурных швов с разнонапра- вленным смещением. Такими динамопарами в Приморье являются Западный Сихотз-Алиньский и Даубихинский, Синегерский и Халаз- ский разломы. К динамическим системам близка система сдвигов, описанная Д. Д. Муди и М. Д. Хиллом (1960). Сдвиг возникает под углом Р к направлению главного напряжения АВ. Угол Р теоретически должен быть равным 45°, что соответствует направлению главного касательного напряжения, но для горных пород он обычно составляет 31 ± 2° или приблизительно 30°. Под углом у (величина которого 5— 30°, в среднем 15°) к направлению сдвига возникают складки и надвиги (ЕД), образующие как бы оперение материнского сдвига. Перпенди- кулярно к направлению ЕД располагается вектор (СД) вторичного главного напряжения (напряжения второго порядка), под углом Р к которому возникают правые и левые сдвиги второго порядка (рис. 39). Сдвиги второго порядка могут сопровождаться в свою очередь сдвигами третьего порядка, а также складками и надвигами третьего порядка. Полная система сдвигов Д. Муди и М. Хилла может включать восемь направлений сдвигов и четыре направления надвигов. Идея о выделении таких сложных сдвиговых систем весьма любопытна, но большой диапазон колебаний углов Р и у фактически делает воз- можным подгонку к этой схеме если не любой, то очень многих сдвиго- вых систем. Дизъюнктивные дислокации группируются в системы не слу- чайно. Системы дизъюнктивных дислокаций всегда закономерно свя- заны с крупными структурными формами, их морфологическими и ди- намическими особенностями. Поэтому выделение и описание систем дизъюнктивных дислокаций оказывается существенным при выясне- нии характера тектонических движений и особенностей тектонического развития. Каждая система дизъюнктивных нарушений тесно связана с каким-либо блоком (например, в случае горста или грабена) или си- стемой блоков (как в случае «конских хвостов» или перистых систем). Можно считать, что определяющим моментом в движении системы являются не движения по отдельным дизъюнктивам, а движения блоков, которыми определяются согласованные перемещения по Рис. 39. Системы сдвигов. По Д. Муди и М. Хиллу (1960) а — система сдвигов; б — сдвиг Сан-Андреас с оперяющими антиклиналями 151
ограничивающим их дизъюнктивам. Такие полностью или частично огра- ничивающие подвижный блок системы разломов могут рассматриваться как динамические системы. Вообще говоря, любая система дизъюнк- тивных дислокаций (например, горст, грабен) может рассматриваться как динамическая. Исследование динамических систем представляется весьма перс- пективным, так как оно позволяет выяснить в более общей связи, чем это получается при изучении движений по отдельным разломам, осо- бенности структурного развития многих нарушенных дизъюнктивными дислокациями районов. К таким районам относятся все геосинкли- нальные области и многие районы платформ. РАЗЛОМЫ И ЗОНЫ РАЗЛОМОВ, КАК ГЕОЛОГИЧЕСКИЕ ТЕЛА В предыдущем изложении разломы рассматривались в качестве дизъюнктивных границ. Другой аспект исследования разломов заклю- чается в изучении связанных с ними специфических совокупностей геологических образований — брекчий трения, плутонических или нептунических даек, жил, рудных тел, интрузивных тел и т. д., обнаруживающих известное генетическое единство, связанное с геоло- гической историей данного разлома. Структурно-вещественное изуче- ние этих образований и выяснение их генетических характеристик важно для выяснения глубины проникновения разлома в земную кору и мантию и его геологической истории. Совокупность связанных с раз- ломом геологических образований сообщает ему как бы некоторую толщину и позволяет по наличию вытянутого в плане пластиноподоб- ного тела, занимающего обычно секущее положение относительно слоистой структуры, судить о наличии самого разлома. Приразломные тела в Каратау (Южный Казахстан) описываются под названием «швов надвигов». Они имеют мощность от сантиметров до многих метров и образованы разного рода тектонитами — брекчия- ми, тектонической глинкой, развальцованными, перекристаллизован- ными и брекчированными породами смежных толщ (Галицкий, 1936, 1940, 1967; Грум-Гржимайло, 1965). Внутреннее строение зон разломов Заилийского Алатау описы- вает В. А. Невский (1967). Им особо отмечаются интервалы искри- вления и «приоткрывания» разломов, с которыми часто связаны руд- ные столбы. Устанавливается, что при вертикальных перемещениях «приоткрытыми» оказываются участки с наиболее крутыми углами падения, а при горизонтальном — с более пологими. Разломы пред- ставлены сериями параллельных или субпараллельных поверхностей смещения, окаймленных полосами интенсивно деформированных пород. Положение на глубине пластинообразного приразломного тела можно определять, например, путем истолкования наблюдаемого на поверхности магнитного поля. Интенсивные линейные магнитные аномалии в океанах понима- ются как отображение разломов, подводящих основные глубинные магмы. Совмещенные магнитные и гравитационные аномалии на плат- формах истолковываются как участки слепо оканчивающихся разло- 152
мов, полости которых выполнены основной магмой (Беляевский и Бори- сов, 1962). Разломы также выступают как геологические тела, если их рас- сматривать как зоны связанного с ними дислокационного метаморфиз- ма. А. Е. Михайлов (1964) выделяет четыре типа таких зон: 1) зоны трещиноватости* — полосы с густой сетью тектонических трещин, значительно более частых, чем в окружающих породах. Характеризуются широким развитием трещин отрыва, распо- лагающихся параллельно или под утлом к простиранию зоны; 2) зоны дробления — зоны интенсивной трещиноватости и раздробленности, обусловленные сжатием пород. Трещины скольже- ния под углом параллельно и перпендикулярно к простиранию зоны. Местами милониты и катаклазиты; 3) з о н ы разрывов — зоны концентрации разрывных на- рушений со смещениями. Может быть преимущественное развитие сбросов, взбросов или сдвигов. Складчатые деформации, возникшие в процессе развития самих зон. Ширина до десятков километров. Возможны интрузивные массивы, минерализация, повышенный мета- морфизм; 4) зоны смяти я** — близки по строению к зонам разрывов, но с преимущественным развитием смятия. Сжатые сложные линейные складки. Кливажирование и перекристаллизация пород. Возникнове- ние гнейсов даже по молодым палеозойским и мезозойским отложениям. Рассланцованность, насыщенность дайками интрузивов. Описание разломов и зон разломов в качестве ггологических тел может производиться в самых разнообразных аспектах. Разломы можно рассматривать не только как зоны дислокационного метамор- физма, но и как зоны геохимических изменений, зоны рудных концен- траций, зоны размещения магматических тел. Описание разлома — тела всегда зависит от задач исследования и поэтому не может быть исчер- пывающим. То же можно сказать в отношении классификации раз- ломов — тел. Их можно классифицировать по типам магматических проявлений, характеру минерализации, степени метаморфизма, свя- занного с разломом, и т. д. ГЛУБИННЫЕ РАЗЛОМЫ ПОНЯТИЕ О ГЛУБИННЫХ РАЗЛОМАХ. ИХ КЛАССИФИКАЦИИ Крупные дизъюнктивные нарушения, играющие большую роль в строении и развитии осадочной оболочки Земли и строении земной коры, названы А. В. Пейве (1945) глубинными разломами. Этого рода дислокации были известны и описывались значительно рань- ше. Даже А. П. Карпинский (1894), всегда признававший первен- * Г. Л. Поспелов (1959) выделяет «сквозные трещинные зон ы», не выраженные отчетливыми разломами, характеризующиеся высокой мобиль- ностью и глубоко проникающие в земную кору. ** Б. Я. Хорева (1964) предлагает выделять зоны смятия горст-антиклиналь- ного типа, в общем представляющие поднятия (например, Иртышская) и зоны смятия грабен-синклинального типа, т. е. узкие прогибы. 153
ствующую роль складчатости в тектонике, писал об «образовании сдвига или ряда сдвигов, обусловивших, между прочим, происхождение Ергеней и, по-видимому, отразившихся даже на некоторых дислока- ционных явлениях в Кавказском кряже» (стр. 125). Он же писал об «опоясывающем почти всю землю, местами разорванном, кольце излома, ограничивающем Тихоокеанскую впадину и сопровожда- ющемся складчатыми горами и рядами вулканов. . .» (стр. 128). В ра- ботах У. Хоббса (1911) и многих других также подчеркивался первич- ный характер линеаментов — длительно существующих раз- ломов, которые предопределяют направление складок и очертания материков и океанов. Однако до 50-х годов в тектоническом райониро- вании, решении крупных теоретических вопросов развития Земли, а также при определении основных закономерностей поисков полезных ископаемых главное значение придавалось не разломам, а складчато- сти. Вместе с тем новые данные, в том числе геофизические, связанные с изучением глубинных зон земной коры, и крупные региональные обобщения, такие как работы Н. С. Шатского (1945, 1946) по Русской платформе, свидетельствуют, что многие важнейшие черты строения земной коры и осадочной оболочки связаны в основе своей не со склад- чатостью, а с разломами. Особенно важным в этом отношении оказа- лось установление Н. С. Шатским прямолинейных угловатых очерта- ний древних платформ, как бы предопределявших расположение окаймлявших их складчатых поясов. Огромное значение имело предло- женное А. В. Пейве (1945) определение глубинного разлома, разрабо- танное им на конкретных примерах Урала и Тянь-Шаня и позволив- шее распознавать глубинные разломы, их описывать и классифицировать. Интенсивное изучение глубинных разломов повело к существенной переоценке многих закономерностей строения и развития земной коры, размещения магматических тел, полезных ископаемых и т. д. Согласно определению А. В. Пейве (1956), глубинные разломы характеризуются длительностью развития и большой глубиной зало- жения; они определяют появление магматических пород и рудных месторождений; ими определяются также границы между резко раз- личными структурно-формационными зонами. Длительность жизни многих глубинных разломов — от протерозоя доныне (Терскей-Кара- тауская зона в Тянь-Шане, Джалаир-Найманская зона в Централь- ном Казахстане). Глубинные разломы, как считает А. В. Пейве (1955), играют главную роль при появлении и размещении магматических пород, рудных месторождений и других минеральных концентраций. Глу- бинные разломы могут проявляться зонами рассланцевания и мета- морфизма, в рубцовых и шовных складках, в усилении и усложнении складчатости вдоль узких швов, в резкой смене мощностей и фаций одновозрастных пород и т. д. Все глубинные разломы секут сиаличе- скую оболочку (Пейве, 1961). Н. С. Шатский (1946) выдвинул и обосновал предположение о том, что глубинные разломы проникают в мантию. «Необычайная длитель- ность развития разломов — пишет он, — и их огромная величина ука- зывают на то, что разломы пересекают не только сиалическую оболочку. Настолько несоизмеримы их огромная протяженность и огромный 154
промежуток времени их развития, измеряемый иногда до 300 млн. лет, что трудно даже представить, как в условиях интенсивной склад- чатости разлом мог сохранить свое постоянное положение, если бы он рассекал только одну сиалическую оболочку. Возникает предполо- жение, что такие разломы или зоны разломов глубоко уходят в мантию земной коры, почему их и следует называть глубинными» (стр. 610). Для установления и изучения глубинных разломов в Сибири много сделано В. А. Кузнецовым (1948—1952). На основании исследо- ваний в Туве и Алтае он определяет глубинные разломы как зоны подвижного сопряжения издавна обособленных тектонических блоков, испытавших многофазные перемещения относительно друг друга как в вертикальном, так и в горизонтальном направлениях. Глубинные разломы в Алтае-Саянской системе проявляются то в форме зон смя- тия, интенсивной рассланцованности и метаморфизма, то в виде про- стых и ступенчатых сбросов, а также в виде серий параллельных раз- ломов или же прерывающихся кулисообразно расположенных нару- шений. Глубинные разломы, по В. А. Кузнецову (1952), являются органической составной частью геосинклинальной области и законо- мерно располагаются в ней обычно на границах зон различной степени мобильности. В качестве основного свойства глубинных разломов В. А. Кузнецов указывает на проявления по этим разломам много- кратных разнонаправленных обратимых вертикальных движений, сопрягающихся по разлому тектонических блоков. В. Е. Хайн (1963) на основе обобщения многочисленных наблю- дений в зонах глубинных разломов предлагает для их выделения руко- водствоваться структурными, геофизическими, геоморфологическими, седиментационными и магматическими признаками. Часто можно встретить термин «структурный шов», обычно применяемый как синоним глубинного разлома. Л. И. Красный (1964) предлагает различать эти понятия и структурными швами обозначать глубинные разломы, проницаемые для магматических расплавов или образующие протяженные (десятки — сотни километров) зоны метасоматических преобразований. Различать эти понятия, по-видимому, действительно надо, но, пожалуй, в ином смысле. Под разломом следует понимать поверхность (дизъюнктивную границу в трехмерном пространстве), а под швом — линию соединения в соот- ветствии с исконным портняжным смыслом того термина. Таким обра- зом, под структурными швами удобнее всего понимать зоны поверх- ностного выражения глубинных разломов, зоны, по которым «сшиты» участки земной поверхности, принадлежащие к блокам различного геологического развития. Именно в таком смысле Н. А. Беляевским описаны структурные швы Сихотэ-Алиня (1951, стр. 1081—1082), являющиеся зонами сочленения разнородных элементов геотектони- ческой структуры (структурно-фациальных зон) и отличающиеся сравнительно большой проницаемостью для магмы. В качестве примера можно привести описанный Н. А. Беляевским и Ю. Я. Громовым (1955) Центральный Сихотэ-Алиньский структурный шов, прослежен- ный на 700 км и почти прямолинейный; он представляет собой надви- говую зону шириной 3—4 км с наклоном поверхности скола под углами 75—80° к юго-западу в сторону палеозойского ядра главного 155
Сихотэ-Алиньского синклинория. В системе шва выделено главное тектоническое нарушение, сопровождаемое широкой зоной катаклаза и милонитизации (до 200—300 м). Величина амплитуды вертикального смещения не менее 4—5 км, но имеются и сдвиговые перемещения (Иванов, 1961). Структурный шов насыщен интрузиями, обладающими в плане удлиненными веретенообразными очертаниями и вытянутыми вдоль шва. К шву тяготеют верхнемеловые и третичные кислые и сред- ние эффузивы, а также четвертичные базальты. Структурные формы, возникающие вдоль швов, были описаны как шовные антиклинали (Херасков, 1948). Это крупные, узкие и длинные антиклинали, характеризующиеся следующими признаками: 1) положением на границе зон с разной глубиной прогибания, в силу чего разные крылья антиклинали могут иметь очень различные разрезы и по полноте и по мощности; 2) крупными краевыми разломами, иногда в сопровождении повышенной рассланцованности всей или части структуры; 3) длительным развитием антиклинальной формы, по-видимому, из первоначальной моноклинальной структуры (устанавливается по фациальным изменениям); 4) влиянием структуры на поверхностный вулканизм и на распо- ложение интрузий, причем последние часто линейно вытянуты. Шовные антиклинали, по Н. П. Хераскову, являются поверхно- стным выражением глубинных разломов и образуются вследствие тангенциального (бокового) сдавливания и течения материала в зоне разлома. Таким образом, шовные антиклинали представляют собой узкие зоны поднятий, возникающие по разлому между двумя блоками. Понятие о шовных антиклиналях обобщено Е. Е. Милановским (1962) в понятии шовных зон для различных случаев взаимных перемещений, разделенных разломами блоков. Так, кроме опускания обоих блоков, им рассматриваются поднятия обоих блоков с образова- нием между ними грабена или грабен-синклинали и поднятия (или опускания) одного блока относительно другого с возможным образова- нием системы ступенчатых разломов. Примерами горст-антиклипали и грабен-синклинали могут служить соответственно Иртышская шовная горст-антиклиналь и Джалаир-Пайманская грабен-геосинклиналь, подробно описанные Н. Г. Марковой и Б. Я. Хоревой (1963). История Джалаир-Найманской шовной зоны достаточно сложна. Как отмечает Н. Г. Маркова, формиро- вание ее обусловлено длительно существовавшими глубинными раз- ломами. До среднего девона она представляла собой грабен-геосин- клиналь типа «геосинклинальной борозды» (по А. В. Пейве и В. М. Си- ницыну, 1950), после среднего девона — это горст-антиклиналь, испы- тавшая лишь повторные подвижки по разломам. Шовные зоны изве- стны не только в геосинклинальных областях, но и на платформах. Примерами служат Мангышлакская складчатая зона, развившаяся из ограниченной разломами межгорной впадины с мощными (9—10 км} молассоподобными отложениями, опускавшимися одновременно с под- нятиями смежных стабильных участков (Шлезингер, 1966), Поморско- 156
Куявская зона, представляющая шовное поднятие между двумя опу- скающимися блоками фундамента, и др. Следует различать понятия «глубинный разлом» и «подзем- ный разлом» (скрытый разлом, слепой разло м). Последний термин означает разлом в нижнем структурном этаже, не прослеживаемый в верхний структурный этаж, или же разлом, на- блюдающийся внутри одного структурного этажа ниже несогласия, но не прослеживающийся в отложениях, залегающих выше несогласия, и не достигающий поверхности Земли. Однако и такие подземные разломы могут проявляться на поверх- ности земли. Так, в качестве наблюдаемых в верхнем структурном этаже признаков скрытых разломов для Западно-Уральского прогиба ука- зывается (Горский, 1964) резкое изменение фаций и мощностей отложе- ний, а также наличие брекчий береговых обвалов и подводных ополз- ней в надразломных зонах, наличие в этих же зонах цепочек рифовых массивов или брахиантиклиналей, концентрация нефтепрояв лений и повышенной проницаемости, выраженной в эффузивной деятельности, метаморфизме и минерализации. Как подземные разломы, указыва- ются также (Чеботарев и Усенко, 1967) цепочки малых интрузивов, резкие изгибы простирания складок верхнего этажа, резкое погруже- ние шарниров ряда параллельных складок, геоморфологические и гравитационные ступени, зоны смятия и повышенной трещино- ватости. Скрытые разломы Центрального Предкавказья отражаются в чехле рядом узких (10—20 км), протяженных (150—300 км) зон, определяющих морфологию структурных поверхностей, фациальную зональность и магматическую проницаемость (неогеновые лакколиты Минераловодского района) (Сократов, 1965). Глубинные разломы могут отличаться по своей кинематической характеристике, т. е. сопровождаться перемещениями сбросового, взбросового, надвигового и сдвигового типов или их комбинациями. Так, на примере Казахстана и Средней Азии А. И. Суворов (1962, 1964) выделил и описал различные типы глубинных разломов, а именно: разломы-сдвиги, разломы-надвиги (взбросы), разломы-сбросы (взбросы). Он определил характерные диагностические признаки для каждого из этих типов. Признаки глубинных разломов-сдвигов, к которым относится система разломов северо-западного простирания, охарактеризованы выше при рассмотрении сдвигов. Остальные два типа принадлежат к системам субширотного и северо-восточного простираний. К глубинным разломам типа взбросов и надвигов А. И. Суворов относит Спасскую и Успенскую зоны разломов в Казахстане, «Глав- ную структурную линию» Северного Тянь-Шаня, Вахшский и Кара- кульский надвиги Памиро-Алая. Длина надвиговых зон 250—400 км, ширина 20—30 км. Сместители очень пологи и представлены в плане кривыми (дугообразными) линиями. Зоны разлома сопровождаются напряженной линейной складчатостью с наклонными пли опрокинутыми складками, чешуйчатыми надвигами, рассланцованностью и метамор- физацией пород. Развиты гранитоиды. Горизонтальное смещение по надвигам достигает 10 и даже 45 км. 157
К глубинным разломам типа сбросов и взбросов относятся, например, Чилико-Каменский, Центрально-Терскейский, Северо-Ис- сыккульский, Южно-Ферганский и др. Длина разломов 200—400 км, ширина до 10 км. Смещения вертикальные при отсутствии видимых горизонтальных подвижек. Сместители преимущественно вертикальные и сопровождаются узкими полосами брекчированных или рассланцо- ванных пород шириной до 300—400 м. Складчатость, связанная с раз- ломами, простая и глыбовая. Оси параллельны зонам разломов. Раз- ломы длительно контролировали накопление осадков и являлись палео- графическими границами. С разломами этого типа связаны проявления основного и гранитного магматизма. По характеру перемещений В. Е. Хайн (1960, 1963) предлагает различать глубинные сбросы (разломы, ограничивающие Восточно-Африканскую зону и Рейнский грабен), глубинные взбросы и надвиги (разломы вдоль границ горных сооруже- ний с предгорными и межгорными прогибами), глубинные сдвиги (Талассо-Ферганский, Сан-Андреас). Если глубинный раз- лом представлен не одним разломом, а сложнопостроенной протяжен- ной и длительно развивающейся зоной разломов, то на различных участках зоны и в различные этапы ее активного существования могли проявляться разнообразные динамические условия. Поэтому на про- тяжении таких зон глубинных разломов происходили сдвиги, надви- гания и оседания по сбросам. Примером может служить упоминавшаяся Успенская зона в Центральном Казахстане и Восточно-Уральский глубинный разлом длиной 600 км (Пинчук, 1966), проявления которого на разных участках многообразны (нормальные сбросы, надвиги, рифтовые грабены, зоны трещиноватости и брекчированных пород). А. В. Пейве (1960) предполагает существование тангенци- альных глубинных разломов, т. е. поверхностей, огра- ничивающих крупные зоны земной коры снизу и представляющих собой очаговые зоны магматизма. По глубине проникновения В. Е. Хайн (1960—1963) предлагает различать сверхглубокие (700—300 км), глубокие Рис. 40. Распределение глубин нижних кромок возмущающих поле силы тяжести масс для Пред- кавказья и Северо-За- падного Прикаспия. По Ю. Я. Ващилову (1967)
(300 км — подошва коры) и коровые разломы. А. П. Андреев и др. (1966) для Казахстана по глубине заложения выделяют разломы: 1) отразившиеся на поверхности Мохоровичича, 2) не отразившиеся на поверхности Мохоровичича в виде ступеней, но контролируемые ультрабазитовыми поясами, 3) проявленные в «базальтовом» слое, 4) затухающие в «диоритовом» и «гранитном» слоях. Ю. Я. Ващилов (1967) выделяет «надгранитные», «надбазальто- вые», «коровые» и «внутримантийные» разломы, обосновывая сущест- вование зтих типов разломов геофизическими данными. Расчеты, проведенные для Курильского района, профиля Кемь — Ухта, Пред- кавказья, Северо-Востока СССР и Западно-Сибирской низменности, показали, что нижние кромки масс, вызывающих гравитационные аномалии, располагаются на глубинах, соответствующих важнейшим сейсмическим разделам земной коры и поверхности М (рис. 40). При- уроченность нижних кромок разломов и ограниченных ими блоков к сейсмическим границам Ю. Я. Ващилов объясняет активизацией вещества земных недр именно на зтих уровнях. Вышележащая часть коры раскалывается под влиянием этой активизации с образованием разломов, глубина заложения которых определяется соответствующим сейсмическим разделом. Однако совпадение глубин заложения раз- ломов с глубинами сейсмических разделов может быть объяснено также за счет регионального метаморфизма, «залечивающего» на этих глубинах разломы, первоначально проникавшие глубже. СВЯЗЬ ГЛУБИННЫХ РАЗЛОМОВ С МАГМАТИЗМОМ Размещение магматических тел во многих областях определяется глубинными разломами. Ярко выраженная связь многих магматиче- ских, а в особенности гипербазитовых комплексов, «образующих ли- нейные и часто весьма протяженные пояса», с глубинными разломами подчеркивается Ю. А. Кузнецовым (1964). Интересные обобщения от- носительно тектонического размещения гипербазитовых поясов сде- ланы Ю. В. Пинусом (1965). Им на основе исследований в Алтае- Саянской области отмечено, что гипербазитовые пояса подчинены глубинным разломам, ограничивающим крупнейшие блоки осадочной оболочки и располагавшиеся по границам геосинклинальных систем, срединных массивов, геосинклиналей и геоантиклиналей. Ю. В. Пинус выделяет два морфологических типа гипербазитовых поясов: пояса, приуроченные к дугообразно-изогнутым разломам, имеющим протя- женность до 1500 км (с и б и р с к и й т и п), и пояса, приуроченные к прямолинейным разломам также большой протяженности (у р а л ь- с к и й тип). На примере Северного Тянь-Шаня хорошо видна приуроченность герцинских интрузивных тел, размеры которых достигают 100— 200 км2, к глубинным разломам северо-восточного и северо-западного простирания. Подавляющее большинство свинцовых, медных и дру- гих месторождений Северного Тянь-Шаня пространственно связано с герцинскими интрузивами и, следовательно, с разломами (рис. 41) (Помазков, 1958). К глубинным разломам, образующим структуру 159
«конского хвоста» (см. рис. 36), приурочены тела мезозойских щелоч- ных гранитоидов в Верхнем Приамурье (Милан, 1962). Во многих случаях связь размещения магматических тел с поло- жением глубинных разломов устанавливается вполне надежно. Однако часто (например, на геоантиклинальных пространствах) такой связи нет и размещение интрузивных массивов является площадным. Поэтому не всегда можно на основе зонального или полосового расположения массивов (особенно крупных) трассировать глубинные разломы. Здесь надо предостеречь себя от увлечения глубинными разломами, от пере- оценки их роли. С этой точки зрения вполне понятны высказывания М. А. Коноплянцева (1954), сомневающегося в возможности обосно- вывать существование связи интрузивных массивов с глубинными разломами, воссозданными на основе размещения тех же самых интру- зивных массивов. Заметим еще, что возможность установления связи магматических образований с разломами зависит от масштабов ис- следования. Например, размещение магматических тел на территории Охотско-Чаунского вулканического пояса в целом обусловлено круп- нейшей строго обоснованной структурными и историко-геологическими данными зоной разломов, отделяющей мезозойские складчатые соору- жения Северо-Востока Сибири от области кайнозойской складчатости и внутренних морей Тихого океана. Однако в размещении магматиче- ских тел на небольшом участке этого пояса (см. рис. 42) трудно усмот- реть их ясную связь с разломами. Изучение связей глубинных разломов и магматизма имеет исклю- чительно важное значение для исследования глубинного строения Земли и процессов, происходящих в земной коре и мантии. По характеру связи глубинных разломов с магматизмом Е. Н. Ус- тиев (1963) предлагает различать следующие типы: 1) кататроп- Рис. 41. Связь герцинских интрузивных тел и рудных месторождений с глубинными разломами на Северном Тянь-Шане. По К. Д. Помаз- кову (1958) 1 — интрузивные тела; 2 — Сонкульский гранодиоритовый массив; з — месторо- ждения и рудопроявления полиметаллов; 4 — главнейшие разломы 160
н ы е (греч. ката — вниз, тропе — направление), не достигающие глубины возможного магмообразования, сопровождающиеся поро- дами лишь гидротермального или метасоматического происхождения; 2) диаторические (диаторос — пронизывающий) или с к в о з- н ы е, достигающие глубины возможного магмообразования в пределах земной коры и верхней мантии, ассоциирующиеся с эффузивными и интрузивными породами; 3) э п и т р о п н ы е (эпи — вверх), глубин- ные, направленные от уровня возможного магмообразования кверху, но не достигшие поверхности Земли, сопровождающиеся гипабиссаль- ными или абиссальными плутоническими сериями. Некоторые исследователи пытаются связать характер магмати- ческих проявлений в зонах глубинных разломов с глубиной их про- никновения. Так, глубину разлома иногда определяют по принадлеж- ности сопровождающих его магм к «гранитному», «базальтовому» или «подкоровому» слоям. В. С. Войтович (1964), например, считает, что Джунгарский разлом в среднем палеозое, вероятно, был внутри- коровым, так как по нему шли излияния основной магмы, а в начале верхнего палеозоя «проник сквозь всю толщу земной коры, что обу- словило внедрение гипербазитов» (стр. 98). В верхнем палеозое он снова стал внутрикоровым, причем глубина менялась по простиранию, так как на одних его участках появлялись базальты, а на других ан- дезиты. Аналогичные взгляды применительно к Алтае-Саяпской области развивает Т. Н. Иванова (1964), выделяющая глубинные разломы перидотитового, базальтового и гранитового уровней. С течением времени из разломов перидотитового уровня в посторогенную они превращаются в разломы базальтового или, реже, гранитового уровня. На той же основе Б. Я. Хорева (1964) подразделяет разломы на с и а л и ч е с к п е, не выходящие за пределы сиалического (здесь f I' |-«*Р 3 Рис, 42. Размещение гранитоидных интрузий на участке Охотско- Чаунского вулканического пояса. По Е. К. Устиеву (1959) 1 — доме левые гранитоиды; 2 — послеюрские гранитоиды; 3 — разломы 11 Заказ 206. 161
«гранитного») слоя и связанные с областями ультраметаморфизма и гранитного метаморфизма, симатические, достигающие «ба- зальтового» слоя, но не выходящие за пределы земной коры* (с ними связаны вулканогенные формации среднего и основного состава, кварц- диорит-плагиогранитные интрузивные формации, по-видимому, габ- бро-анортозитовые формации), фемические, достигающие «пе- ридотитового» слоя и несущие гипербазиты. Подобного же рода классификация предложена М. В. Чеботаре- вым и С. Ф. Усенко (1967), которые по наблюдениям в Приамурье и Приохотье выделяют: 1) глубинные разломы, контролирующие интрузии базитов и ультрабазитов, 2) глубинные разломы с диоритами и андезитами, 3) разломы умеренной глубины с гранитоидами и рио- литами, 4) близповерхностные разломы без магматических проявлений. Учитывая условность выделения и наименования «гранитного», «диоритового», «базальтового» и «перидотитового» слоев, такой подход в определении глубины проникновения разлома представляется не- сколько упрощенным. В частности, есть основание считать, что многие океанические и континентальные базальты имеют мантийное происхо- ждение, в пользу чего говорит нахождение в них оливиновых бомб (до 0,5 м в диаметре), рассматриваемых как обломки мантии. Основы- ваясь на гипотезе фазового перехода у поверхности Мохоровичича базальтоидов в эклогиты и учитывая геофизические данные и геотер- мические расчеты, указывающие на возможность зарождения базаль- товых магм значительно ниже поверхности Мохоровичича, В. В. Жда- нов (1964) считает, что с глубинными разломами, уходящими глубоко г, мантию, связаны излияния базальтовых лав начального периода жизни геосинклиналей. С моментом образования глубинного разлома он связывает образование в результате выплавки базальта тугоплар- кою остатка гипербазитового состава, который интрудирует в верхние горизонты коры под влиянием тектонических напряжений в зоне разлома. С течением времени магматический очаг перемещается вдоль зоны разлома вверх — в «базальтовый» и «гранитный» слои. МЕТАМОРФИЗМ В ЗОНАХ ГЛУБИННЫХ РАЗЛОМОВ Метаморфизм в зонах глубинных разломов обусловливается дина мическим взаимодействием разделенных разломами блоков (динамо- метаморфизм), повышенным тепловым потоком (термальный мета- морфизм) и высокой проницаемостью, с которой связаны метасоматиче- ские процессы и минерализация. Особенно интенсивные проявления динамометаморфизма приуро- чены к разломам, движения по которым сопровождались наибольшим сжатием, т. е., например, к глубинным разломам типа взбросов и над- вигов, выделенным А. И. Суворовым в Казахстане и Средней Азии. Весьма значительным динамометаморфизмом сопровождаются раз- * Предлагаемый Б. Я. Хоревой термин неправилен, так как «симой» (Si + Mg) называют предполагаемый перидотитовый слой, залегающий ниже базальтового п соответствующий верхней мантии. — Прим. ред. 162
ломы системы Джагды-Тукурингра, зажатой между консолидирован- ными в докембрии глыбами Станового хребта и Буреино-Зейского массива. Так, по данным В. А. Рудника и Л. М. Алексеева (1964), Южно-Тукурингский разлом, входящий в эту систему, сопровождается чешуйчатыми надвигами и мощными зонами милонитизации и рас- сланцевания: ширина зоны разлома 10 км. В Усть-Гилюйском разломе — надвиге ширина зон милонитизации в лежачем крыле надвига дости- гает 5 км, а в висячем 2—3 км. Породы в зонах этих и других разломов, принадлежащих к Джагды-Тукурингской системе, превращены в мило- ниты и ультрамилониты. Изучение фаций метаморфизма, в частности распространения метаморфических пород, принадлежащих к фациям высокого давления, позволяет среди глубинных разломов выделять такие, формирование которых было связано с наибольшими напряжениями сжатия в земной коре (Добрецов, Ревердатто, В. Соболев. Н. Соболев, Ушакова, Хле- стов, 1965, 1966). Так, породы лавсонит-глаукофановой фации, глауко- фановые и жадеитовые породы фации дистеновых гнейсов, что, в общем, согласно схеме Н. Л. Добрецова и др., отвечает интервалу да- влений 10—28 килобар, приурочены исключительно к зонам глубин- ных разломов. Встречаются они вдоль разломов Тихоокеанского пояса (Корякия, Япония, возможно, Южный Сахалин), вдоль главного Ураль- ского разлома, на Западном Саяне. Породы фации дистеновых гнейсов и сланцев характерны для краевых швов на стыке складчатых поясов с платформами или срединными массивами; эти породы образуют вдоль южного обрамления Сибирской платформы цепь длиной более 2000 км, а также прослеживаются вдоль обрамления Колымского, Омолонского и Буреино-Ханкайского массивов. Эти породы встре- чаются также вдоль узких верхнеархейских и протерозойских грабе- нов в фундаменте платформ и внутри складчатых областей (Иртыш- ская зона смятия, Севане-Акеринский разлом, Закавказье, разломы Тихоокеанского пояса). Н. Л. Добрецов и др. выделяют два типа зон высоких давлений, рассматриваемых ими как зоны глубинных разломов. К первому типу принадлежат зоны с жадеит-лавсонит-глаукофановыми породами, те- лами эклогитов, а также подчиненными дистеновыми породами среди зеленосланцевых образований, насыщенные гипербазитами и почти лишенные гранитоидов; эти зоны характеризуются небольшой шириной, зональным расположением метаморфизма и быстрыми переходами к неметаморфизованным породам в сторону от разлома. К зонам этого типа относятся глубинные разломы внутри геосинклинальных обла- стей. Ко второму типу относятся «зоны с дистеновыми сланцами, иног- да эклогитоподобными породами, ассоциирующиеся с мигматитами или телами гранитоидов. . .» (Добрецов и др., 1966, стр. 30). Зоны этого типа обладают большой шириной (50—100 км) и располагаются по границам платформ. Эти данные показывают, что глубинные разломы, ограничивающие платформы и срединные массивы, а также крупнейшие разломы внутри платформ и складчатых областей, пе только определяют на протяжении длительного времени особенности геологического раз- вития примыкающих к ним территорий, но и являются в динамическом отношении наиболее напряженными зонами осадочной оболочки. 11* 163
Термальный метаморфизм проявляется в виде узких зон изменен- ных боковых пород, превращенных в сланцы различных фаций мета- морфизма, иногда в гнейсификации и гранитизации. Термальный метаморфизм зон глубинных разломов специфичен. Т. М. Дембо (1958) в своей геологической классификации явлений метаморфизма, наряду с региональным и контактовым метаморфизмом, выделяет метамор- физм зон рассланцевания. Этот тип метаморфизма В. А. Решитько (1959) называет метаморфизмом зон рассланцевания и глубинных разломов. По Т. М. Дембо, метаморфизм зон рассланцевания образует линейновытянутые участки длиной от сотен метров до сотен километров, шириной от десятков метров до 10—15 км; он характеризуется край- ней неоднородностью, частой перемежаемостью пород различной сте- пени метаморфизма, образующих обычно линзовидные тела; породы — кристаллические сланцы, нередко роговиковые породы, перекристал- лизованные катаклазиты, зоны инъекций и мигматитов. Типична соответствующая фазам тектонической активности многоэтапность ме- таморфизма и диафтореза. Метаморфизм связывается с проникновением метаморфизующих растворов от магматических очагов в более высокие горизонты. На Сихотэ-Алине к глубинным разломам (Тахолинскому, Сихотэ- Алиньскому) приурочены зоны гранитизации и порфиризации вулка- нических и осадочных пород пермской системы. Ширина зон гранитизи- рованных пород достигает 30—40 км. В плане намечается зональность, обусловленная последовательным проявлением калиевого, нат- риевого, кислотного метасоматоза. Образование гранитизированных зон связывается с восходящими потоками сквозьмагматических раство- ров (Размахнин, 1966). Для Байкало-Саяпской системы разломов указывается зональ- ность в распределении связанного с разломами метаморфизма докемб- рийских пород (Буряк, Лобанов, Хренов, 1966). Данные по проявлениям метаморфизма в зонах глубинных разло- мов были обобщены Б. Я. Хоревой (1966) в понятии метаморфи- ческого пояса. Так именуются региональные линейные зоны развития метаморфических пород, вытянутые на сотни километров при ширине 10—15 км, приуроченные к глубинным разломам или приразломным складчато-глыбовым структурам типа зон смятия, разграничивающим участки земной коры, отличающиеся по типу развития. В пределах метаморфического пояса метаморфические по- роды слагают прерывистые полосы, разобщенные участками развития очень слабометаморфизованных осадочных и вулканогенных пород. Характерна линейная метаморфическая зональность. «Метаморфические пояса формируются в условиях интенсивных сквозных дифференциаль- ных движений, сопровождающих движения блоков земной коры, сопри- касающихся в зоне глубинного разлома. Вследствие этого возникает серия микрозон трещиноватости и сланцеватости, а зона глубинного разлома в целом представляет собой систему повышенной проницае- мости для растворов и магматических образований, мобилизованных на различных уровнях разреза Земли» (стр. 195). Б. Я. Хорева выделяет три петрогенетических типа постархей- ских метаморфических поясов: 164 ________._____________.__________________________________
1)динамометаморфические пояса без проявле- ния плутонизма, сложенные сланцами в фации зеленых сланцев и со- провождающиеся процессами низкотемпературного гидротермального метаморфизма и окварцевания. Приурочены к краевым разломам, ограничивающим структурно-формационные зоны в пределах склад- чатых систем; 2) метаморфические пояса сиалического профиля, сложенные мигматитами, высокоглиноземистыми гней- сами и кристаллическими сланцами различных степеней метаморфизма, сопровождающегося гранитными плутонами (например, Иртышско- Маркакульский пояс, приуроченный к Иртышской зоне смятия). Приурочены к границам складчатых областей различного типа; обра- зуются в результате метаморфизма миогеосинклинальных отложений; 3) метаморфические пояса фемического профиля, «сложенные лавсонит-глаукофановыми жадеитсодер- жащими кристаллическими сланцами, гранатовыми амфиболитами, эклогитоподобными метасоматическими породами, характеризующиеся метаморфическохй зональностью и сопровождающиеся гипербазитовым и габброидным плутонизмом и натровым метасоматозом» (например, метаморфический пояс Главного Уральского глубинного разлома). ГЕОМОРФОЛОГИЧЕСКИ ВЫРАЖЕННЫЕ ГЛУБИННЫЕ РАЗЛОМЫ Глубинные разломы обладают весьма большой длительностью существования. Многие из них являются активными в настоящее время. Такие разломы выражены геоморфологически; со многими пз них связаны сейсмичность, современный вулканизм, выходы тер- мальных вод. Например, Восточно-Саянский и Южно-Алданский глубинные разломы, являющиеся краевыми швами Сибирской плат- формы и заложенные не позднее нижнего протерозоя, продолжают быть активными сейчас. По-видимому, в течение всей обозримой геологической истории существует планетарная сеть глубинных разломов, определяющаяся основными тенденциями унаследованности в развитии структуры осадочной оболочки. Разломы этой сети ограничивают древние плат- формы и сопровождают линейные геосинклинальные системы. По В. Е. Хапну и Э. Л. Симуновой (1965), глубинные разломы наме- чают собой «весь архитектурный план, весь каркас рельефа земной поверхности». По геоморфологическим признакам ими выделяются: 1) разломы, определяющие очертания береговых линий океанов и кон- тинентов (берега Африки, Индостана, восточное побережье Южной Америки и т. д.); 2) разломы, предопределившие положение проливов и глубоких заливов (Мозамбикский и Баб-эль-Мандебский проливы и т. д.; 3) разломы, проходящие вдоль границ горных сооружений и нагорий с предгорьями и низменностями (граница Копет-Дага с Ка- ракумами, Южно-Атласский разлом); 4) разломы, определяющие огра- ничения межгорных впадин (ограничивающие Байкальский и Рейн- ский грабены, грабен Красного моря, грабен Мертвого моря и т. д.); 5) разломы внутри горных сооружений, к которым приурочены реч- ные долины и озера (например, впадина оз. Севан); 6) разломы, 165
сопровождаемые цепочками действующих или недавно потухших вулка- нов; 7) разломы, определяющие положение прямолинейных отрезков крупных речных долин (нижнее течение рек Ангары, Амура, Аму- Дарьи, Уссури и т. д.). По геоморфологическим и другим признакам современной актив- ности выделяются разломы в акваториях океанов. Система прямолинейных широтных сдвигов в восточной части Тихого океана была установлена по рельефу дна (Менард. 1966). Разломы эти длиной в несколько тысяч километров и шириной 100— 200 км, расположены на близких расстояниях (950—1100 км, реже до 2000—3000 км), что напоминает расположение трещин, пересека- ющих слой, расстояния между которыми соразмерны с мощностью слоя. Исходя из этого сравнения, можно предполагать, что Восточно- Тихоокеанские разломы связаны со слоем, отвечающим понятию «тектоносферы». Разломы, по Г. У. Менарду, выражены в рельефе или асимметричным хребтом, отделяющим районы дна с глубинами, разнящимися на 0,5—1,5 км, или системой двух разделенных депрес- сией хребтов, отделяющих участки дна с разностью глубин в несколько сотен метров. Г. Б. Удинцев и др. (1963) различают в качестве геомор- фологических их типов: 1) региональные сбросы (уступы), разделяющие участки, лежащие на различных уровнях, 2) зоны интенсивного рас- членения поверхности дна, представленные узкими глубокими жело- бами с горными гребнями, 3) асимметричные хребты. Сдвиговые смещения по этим разломам, установленные по магнитометрическим дан- ным, достигают 1170 км (разлом Мендосино). Г. У. Менард сообщает также о разломах в центральной части Тихого океана между островами Лайн и Самоа. Здесь установлено семь зон разломов северо-восточного простирания длиной до 2000 км, сопровождаемых узкими ложби- нами глубиной до 7 км. В западной части Тихого океана разломы представлены вытянутыми цепочками островов или подводных возвы- шенностей длиной до 1000 км, сопровождаемыми вулканами (Гавайи, Императорские горы, Неккер. о-ва Лайн и др.). Среди глубинных разломов океанов различаются глубинные разломы в области континентального склона, а в их числе открытые разломы, отчетливо выраженные в морфологии склона, продольные или поперечные по отношению к континентальному склону и закрытые разломы в фундаменте этого склона. Кроме того, выделяются глубинные разломы на дне океаниче- ских бассейнов [глубинные разломы срединных океанических хребтов, Мендосино, Меррей, глубинные разломы, связанные с глубоко- водными желобами (Попов, 1958)]. РАЗМЕЩЕНИЕ ГЛУБИННЫХ РАЗЛОМОВ Есть основания полагать, что глубинными разломами определяется положение краев платформ и различных блоков геосинклинальных областей. Во всяком случае, все линейные геосинклинальные системы сопровождаются продольными системами глубинных разломов. Такие системы разломов описаны для Урала, Кавказа, Восточного Саяна, Западного Саяна, Станового кряжа и т. д. 166
Помимо продольных систем глубинных разломов весьма широко распространены также поперечные глубинные разломы. Их образова- ние обычно объясняется как результат блоковых перемещений по раз- ломам в глубоко погруженном жестком фундаменте. Они могут быть также результатом крупных сдвиговых или сбросовых смещений в зем- ной коре, связанных со скалывающими напряжениями в ней, не зави- сящими от существования жесткого фундамента на глубине. Такого рода системы поперечных нарушений могут быть подобны системам эпиаптиклинальных сбросов, примеры которых рассматриваются ниже. На Большом Кавказе основные поперечные разломы (Пшехинско- Адлерский, Штавлерско-Эльбрусский и др.) приурочены к наиболее тектонически приподнятым участкам (Гамкрелидзе, 1966). Системы поперечных глубинных разломов, связанные с расколами фундамента, особенно характерны для эпикратонных геосинклиналь- пых комплексов. Они известны, например, в Верхоянской складчатой области (Вихерт, 1960; Гавриков, 1960; Чиков, 1965). Система таких поперечных зон нарушений описана Э. П. Изохом (1966) для Сихотэ- Алиня. Южная из этих зон — «широкий шов», ранее описанная И. И. Берсеневым, «представляет собой не какую-то строго очерченную единичную тектоническую границу, а своеобразную тектонически ослабленную зону шириной от 10 до 30—35 км. В пределах этой зоны наблюдается сгущение разнообразных и разновозрастных интрузий и покровов эффузивов (верхнепалеозойских, юрских, верхнемеловых, палеогеновых). Здесь же проходят широтные полосы кайнозойских депрессий и молодых базальтов. К этой же зоне приурочены местные изменения простираний складок, а также резкие перепады мощности различных геосинклинальных отложений» (Изох, 1966, стр. 36). Всего на Сихотэ-Алине выделяется по меньшей мере пять блоков, ограничен- ных поперечными зонами нарушений. К этой же группе относятся сквозные глубинные разломы, выделенные А. Я. Яро- шем (1966) для Урала и прилегающих частей Русской платформы и име- ющие субширотное простирание. Эти разломы являются поперечными по отношению к структуре Уральской эвгеосинклинали, но согласными по отношению к структуре фундамента Русской платформы. Отсюда следует, что разломы этой группы являются древними и отражают структуру фундамента как Русской платформы, так и Урала. Урал по отношению ко времени заложения этих разломов должен представлять собой молодую систему дислокаций. Однако наличие соответствующих таким разломам цепочек (длиной 10—15 км) центров вулканической деятельности в палеозое свидетельствует о последующей активности разломов в течение всего времени формирования Уральской геосинкли- нальной системы (Червяковский и др., 1966). Существуют зоны поперечных дислокаций, делящие углы, образу- емые изгибами (изломами) складчатых дуг или границ платформ. Обычно указывается, что такие зоны поперечных дислокаций в динами- ческом отношении связаны с формированием дуги (излома) и отражают распределение напряжений, которые создаются на биссектрисе внутрен- него или внешнего угла дуги. Большое внимание изучению крае- вых поперечных систем, располагающихся внутри «входя- щих углов» (внешних углов дуг) древних платформ, уделял Н. С. Шат- 167
ский (1946j, 1942), отмечавший, что эти формы образуют ряд от простых небольшого размера до сложных, занимающих огромные пространства. Поверхностные проявления этих форм могут быть весьма различными, хотя все они, несомненно, связаны с разломами. Н. С. Шатский разли- чал: а) краевые поперечные флексуры, б) краевые поперечные синеклизы (две краевые поперечные флексуры с опущенными участками между ними), в) краевые попереч- ные грабены (например, Осло, Рейнский грабен) и г) к р а е- вые поперечные системы (например, Вичита). В тех случаях, когда поперечные прогибы входящих углов платформ по вре- мени заложения и развития сопоставляются с краевыми (продольными) прогибами, Н. С. Шатский (1947) называет их поперечными краевыми прогибами. Направление поперечных систем, по Н. С. Шатскому, совпадает с направлением одной из сторон «входя- щего» угла. Поперечные дислокации, осложняющие внутренние углы дуг, описывались и систематизировались Ли Сы-гуаном (1952, 1958). Соче- тание дуги с поперечными дислокациями внутреннего угла именуется им структурой «типа Е» или группой складок в форме «лука и стрелы». Поперечные дислокации («п озвоночни к») часто выражены системами разломов (например, Нанкинская дислокация). Системы дислокаций, делящих внутренние углы складчатых и островных дуг, В. П. Арсентьев (1966) называет биссектор ны ми зонами, относя к ним грабен Фосса-Магна в Японии, зоны, выделяемые во вну- тренних углах Байкало-Патомской и Верхоянской дуг на продолжении Вилюйского авлакогена и др. Биссекторные зоны соответствуют участ- кам «приложения максимальных сдавливающих или растягивающих сил» и могут быть выражены поднятиями, опусканиями, грабенами, горстами, зонами разломов,цепочками малых интрузий или батолитами. Наблюдения над поперечными дислокациями, общими для плат- форм и геосинклинальных областей, позволили Н. С. Шатскому (1948) прийти к важным выводам. «Наличие огромных тектонических структур и движений, охватывающих самые разнообразные по строению участки земной коры, — пишет Н. С. Шатский, — ставит вопрос, во-первых, об общности движений и, вероятно, об общности процессов изменения вещества в глубинных оболочках Земли под весьма различными поверх- ностными структурами, во-вторых, вопрос о том, что в геосинклиналь- ных областях, кроме этих глубинных процессов, огромную роль играют более поверхностные движения, проявляющиеся очень рельефно и под- час затушевывающие структуры более глубокого заложения» (стр. 522). Позднее идея о дислокациях, переходящих из платформенной области в геосипклинальную, была поддержана В. Е. Хаиным (1951), назвавшим их «сквозными» структурными элементами. К сквозным структурным элементам В. Е. Хайна близки координацион- ные тектонические зоны Г. Л. Поспелова (1957) и т р а не- структурные глубинные разломы М. В. Чеботарева и С. Ф. Усенко (1967), которые, кроме того, различают структур- ные разломы, разделяющие структурные элементы, изнутри- блоковые (внутриструктурные) разломы, располагающиеся внутри структурных элементов и не выходящие за их пределы. 168
По отношению разломов к различным типам крупных структурных элементов земной коры В. Е. Хайн (1960), развивая классификацию А. В. Пейве, выделявшего глубинные разломы геосин- клинальные, платформенные и передовых про- гибов, добавляет четвертый тип сквозных глубинных разломов, пересекающих геосинклинальные области и смежные платформы. Позднее В. Е. Хайн (1963) предложил различать п е р и океани- ческие разломы (окаймляющие Тихий океан), п е р и кра- тон н ы е разломы (соответствующие краевым швам Н. С. Шат- ского), вп у три геосинклиналь и ые граничные раз- л омы, разделяющие геоантиклинальные поднятия, геосинклинальные прогибы и срединные массивы, межглыбовые разломы, включающие остальные продольные и поперечные разрывы геосипкли- нальных областей и платформ, сквозные разломы, пересека- ющие платформы и соседние складчатые области и общие для материков и океанов <<с в е р х с к в о з н ы е разломы» или с у пер- лине амент ы (например, широтные разломы, пересекающие севе- ро-восточную часть Тихого океана и пояс Североамериканских Кор- дильер). Еще более детальное разделение разломов в соответствии с отноше- нием к структурным элементам коры произвел В. А. Апродов (1964), выделивший восемнадцать типов глубинных разломов. В эту классифи- кацию вложено генетическое содержание — глубинные разломы им связываются с конвекционными потоками в мантии, а континентальные массивы и океанические платформы в его представлении существенно влияют на конфигурацию этих потоков. В. А. Апродовым выделяются в качестве двух основных «планетарных» групп разломы континенталь- ной коры и мантии и разломы океанической коры и мантии. А. А. Борисов (1965) предлагает среди глубинных разломов плат- форм различать: 1) латентные, завершившие развитие в геосинкли- нальной стадии, т. е. не выходящие за пределы фундамента, 2) воз- рожденные (унаследованные), т. е. продолжавшие раз- виваться в платформенную стадию, и 3) новообразованные, заложившиеся в период платформенного развития. ДИЗЪЮНКТИВНЫЕ ДИСЛОКАЦИИ СЕЙСМИЧЕСКИХ ГРАНИЦ ЗЕМНОЙ КОРЫ И МАНТИИ По данным геокартирования, сейсмологии и геофизических иссле- дований описано большое количество глубинных разломов, пересека- ющих значительную часть земной коры и проникающих в мантию. При сейсмических исследованиях на Балтийском щите (Грачев и др., 1960), наряду со слоистой структурой земной коры, по наруше- ниям корреляции вторичных годографов и затуханию волн определены зоны разломов, пересекающие всю земную кору и достигающие поверх- ности М. Эти зоны разломов отвечают стыкам структурно-фациальных зон, устанавливаемых геокартированием; к ним приурочены в верхней части разреза изверженные породы и тектонические нарушения. 169
Большинство сейсмических разделов земной коры в зонах разломов изме- няют углы наклона, т. е. смещаются по вертикали вдоль этих разломов. Ряд разломов, проникающих до поверхности М, установлен при сей- смозондировании по профилю Крым — Воронежский массив (Субботин, Соллогуб, Чекунов, 1963). Один из разломов с плоскостью, наклонен- ной на север, трассируется по эпицентрам землетрясений южнее горных сооружений Крыма и отделяет их от глубокой впадины Черного моря. Второй разлом соответствует границе Горного Крыма со Скифской плитой. Еще один разлом проходит по линии примыкания Скифской плиты к Украинскому щиту и трассируется цепочкой гравитационных минимумов, изменениями характера магнитного поля, местными ано- мальными осложнениями сейсмических записей, появлением в разрезе локальных, сильно нарушенных сейсмических границ и т. д. Разломы, достигающие мантии, установлены также по бортам Днепровско-Донец- кого авлакогена. Известны скачкообразные изменения глубин поверхности М вдоль глубинных разломов, разграничивающих крупные элементы структуры Кавказа (Хаип, 1960), Западно-Сибирской низменности (Крылов, Сурков, Мишенькина, 1965), Волго-Уральской области (Борисов, 1964; Огаринов, 1965), Туранской плиты (Булин, 1964). Указывается, что раздел Конрада в Рейнском грабене располагается на 3 км ниже по сравнению с соседними районами (Бедерке, 1960). При рассмотрении слоистой структуры Земли отмечалась вероятная высокая подвижность поверхности М и вероятный весьма молодой воз- раст образуемых ею структурных форм. Это же относится и к смещениям поверхности М по глубинным разломам. Указывается, например, что на Камчатке смещение поверхности М соответствует линиям глубин- ных разломов, на которых расположены четвертичные вулканы и кото- рые не соответствуют «старым» тектоническим формам, образованным третичными отложениями. Смещения зти имеют, следовательно, после- третичный возраст (Штейнберг, 1966). ПЛАНЕТАРНАЯ ТРЕЩИНОВАТОСТЬ И ПЛАНЕТАРНЫЕ СИСТЕМЫ РАЗЛОМОВ В пределах крупнейших длительно устойчивых участков земной поверхности — платформ повсеместно распространены системы вертикальных трещин, имеющих сглаженные поверхности и удиви- тельно выдержанную ориентировку па огромных площадях. Н. С. Шат- ский (1945) отметил, что платформенная трещиноватость подчинена планетарным направлениям. Например, на Русской платформе явно преобладают две системы трещин: 1) диагональная, образующая ряды северо-западного и северо-восточного направлений; 2) ортогональная, образующая широтные и долготные ряды. «Эти две системы прослеживаются на огромных пространствах платформы от Балтийского щита до Урала» (стр. 305). Обычно преобладает диагональ- ная система. Очень хорошо зти системы выражены на Скандинавском полуострове, что можно видеть по иллюстрациям в книге И. В. и Д. И. Мушкетовых (1935, стр. 234), воспроизведенным по данным 170------------------------------------------------------------- Все о геологии http://geo.web.ru/
Черульфа, а также на схеме разломов Украинского щита (Тяпкин и др., 1966) — см. рис. 43. Подобные закономерности в расположении вертикальных трещин отмечались многими исследователями. Так, М. П. Казаков (1947) указывает, что правильная система трещин (главная система ориенти- рована по азимуту 320—330°, второстепенная по азимуту 80°) сечет пласты различного состава в Чебоксарском Поволжье и трещины наблюдаются не только на поверхности, но и на глубине, что устана- вливается изучением кернов скважин. Тектоническая трещиноватость в южных окрестностях Москвы изучалась В. А. Апродовым (1958), который подтвердил существование здесь «диагональной» и «ортогональной» (по Н. С. Шатскому, 1945) систем трещин. Тектоническая трещиноватость с преобладанием диагональной (40—60° и 290—310°) установлена в верхнеюрских отложениях Север- ного Кавказа, где проведено 1500 замеров трещин (Комардинкин и Юрин, 1962). Подобные же результаты получены в среднем течении Днестра (Гофштейн, 1952), где развиты две системы вертикальных трещин (60—70° и 340—350°). Трещины эти наиболее хорошо выражены в силуре, отмечены в докембрии, а также в тортонских и сарматских породах. Такие же взаимно пересекающиеся системы вертикальных трещин повсеместно распространены в спокойно дислоцированных участках геосинклинальных областей и, как можно с уверенностью полагать, они возникают во всех осадочных толщах, но в некоторых из них были затушеваны при последующем складкообразовании. Таким образом, по повсеместности распространения эту трещиноватость следует счи- тать плане тар но й. Рис. 43. Схема глубинных разломов Украинского щита по гео- лого-геофизическим данным. По К. Ф. Тяпкину и др. (1966) J — разломы диагональной системы; 2 — разломы ортогональной си- стемы; з — граница щита 171
Планетарные закономерности размещения трещин, разломов или вообще зон дислокаций широко освещаются многочисленными зарубеж- ными исследованиями. Среди них в первую очередь следует отметить работы Г. Штилле (1940, 1964). Им выделяются «В»-т ектоника, представленная широтными системами дислокаций, и «Д»-т е к т о- п и к а (диагональная тектоника), представленная системами северо- западного (Дл) и северо-восточного (Д2) направлений с отклонениями (например, рейнское направление Д^-т ектоника характеризуется северо-северо-восточными простираниями). В «Д»-тектонике прояв- ляется план трещиноватости, господствующий на крупнейших участках земной поверхности. В Старом свете, как указывает Г. Штилле, «В»-тектоника проявляется в виде тангенциальной ортотектоники, т. е. в виде межконтинентальных ортогеосинклиналей (от Гибралтара до Тихого океана), а «Д»-тектоника — в виде «радиальной паратектоники» (т. е. разломы внутри континентов). В Америке «Д»-тектоника подчи- нена почти всем контурам материков и следующим им геосинклиналь- ным системам. «Д»-тектоника соответствует крупной диагональной глыбовой мозаике, представляющей собой планетарное явление, первич- ное по времени и причипам. По представлениям Г. Штилле, первичный материк Мегагея был рассечен линеаментами, по которым заложи- лись геосинклинали во время альгонкской регенерации и которые слу- жили как бы каркасом для унаследованного развития тектонического плана в пеоген вплоть до крупных прогибов типа синеклиз. Примером служат линеаменты Европы (рис. 44), предопределившие контуры цехштейнового бассейна, Рейнского грабена, Пирииеев, Динарид, ограничений Русской платформы и т. д. В расположении глубинных разломов Средней Азии (рис. 45) также отчетливо выступают плане- Карди- линеа- Европы. Штилле 172
тарные В и Дх направления. Ограничения Тихого океана, по Г. Штилле, подчинены Д и В направлениям и являются еще более древними, чем внутриконтинентальные геосинклинали. В направле- ние хорошо проявлено в положении Североатлантического широтного прогиба, лежащего на продолжении древних (девонских и каменно- угольных) дислокаций Ирландии и Англии (Лавров, 1967). Близкие представления о планетарном характере тектонических швов развивал Н. С. Шатский (1958); он отмечал, что крупные погруже- ния и другие процессы в коре часто ограничиваются планетарными швами ортогональных (широтных и меридиональных) и диагональных систем. Постоянство направлений зависит от величин швов; крупные разломы живут более длительно. Эта регматическая сеть «предстйвляет рельсы, по которым двигаются основные процессы, изменяющие лик Земли» (стр. 74). Анализируя разломы, изображенные на тектонической карте Евразии, А. В. Пейве пришел к выводу, что «главное значение имеют системы диагональных северо-западных и северо-восточных разломов, Рис. 45. Схемы расположения глубинных разломов Средней Азии. По Н. И. Николаеву (1959) 1 — разломы; 2 — зоны разломов с проявлениями магматизма и метал- логении 173
которыми в сущности и определяется структурный план Евразии. Алтайские (СЗ 300—320°) и саянские (СВ 30—50°) простирания бук вально пронизывают всю структуру континента» (Яншин, I960, стр. 450). Планетарная ориентировка главных систем разломов устана- вливается на Советском Дальнем Востоке. Так, в пределах Монголо- Охотской геосипклипальпой системы выделяются субширотные, северо- западные, северо-восточные, восток-северо-восточные и реже широтные направления разломов; в Сихотэ-Алиньской системе — субмеридио- пальные, северо-восточные, северо-западные, субширотные и широтные направления (Чеботарев и Усенко, 1967). Планетарные системы разломов (трещин, дислокаций) проявляются независимо от разделения осадочной оболочки на геосинклинальные области и платформы, на океаны и материки. Данный вывод хорошо иллюстрируется схемой тектоники Якутии (Мокшанцев и др., 1964), где отчетливо обозначаются диагональные системы разломов, секущие Сибирскую платформу и примыкающую к ней Верхояно-Чукотскую геосинклинальную область; эти системы разломов секут контуры плат- форм и простирания складчатых сооружений. Одна из них — северо- восточная — включает Полоусный горст — антиклинорий, поперечные разломы с гранитными интрузиями, пересекающими Сартангский син- клинорий и Восточно-Верхоянский антиклинорий, систему подземных разломов, проходящую вдоль осей Вилюйской синеклизы и Уринского авлакогена. Вторая — северо-западная система — включает систему разломов хребта Черского, Кигиляхское поперечное поднятия и анти- клинорий Оленекской протоки. Соображения о планетарных напряжениях, порождающих разломы, были высказаны В. Н. Огневым (1964). Он отмечает, что все глубинные разломы, за которыми можно признать сдвиговую природу, имеют суб- меридиональную или северо-западную ориентировку, но никогда не широтную. Все же широтные глубинные разломы принадлежат к типам сбросов, взбросов или надвигов. Такие же закономерности вытекают из работы А. И. Суворова (1964). Это также соответствует представле- ниям Г. Штилле о распределении «В» и «Д»-тектоники в Старом свете. Однако имеющиеся в литературе указания на существование широтных сдвигов (Южно-Алданский разлом, сдвиги Западно-Саянского напра- вления в Алтае-Саянской области, широтные сдвиги северо-восточной части Тихого океана) дают возможность считать, что закономерности В. Н. Огнева имеют не вполне универсальное значение. Д. Муди и М. Хилл (1960) выделили восемь планетарных направле- ний сдвигов. Эти направления разделяются интервалами в среднем 22,5°, а в динамическом отношении увязываются с главным напряже- нием, которое, по мнению авторов, является меридиональным. Указы- ваются следующие направления: сан-андреасское (СЗ 315—330°), певадийское (СВ 15°), новозеландское (СВ 45—60°), ока (3—270°), грейт-гленское (СВ 15—35°), колумбийское (СЗ), техасское (СЗ 285— 300°) и батлеттское (СВ 60—75°). Представляется, что любой сдвиг можно при желании приписать одному из этих направлений. Поэтому схема Д. Муди и М. Хилла представляется малоконструктивной. Следует отметить, что изучение планетарных систем дислокаций осуществляется пока на любительском уровне. Действительно, необхо- 174
димым условием для реконструкции планетарной сети дислокации на основе научного синтеза, исключающего субъективный и произволь- ный подход, является установление признаков, по которым системы планетарных дислокаций должны выделяться. Это очень трудная задача, так как планетарные системы сильно завуалированы другими структурными формами и порой лишь слабо «просвечивают» в сложной картине дислокаций осадочной оболочки и рельефа Земли. Мы можем сказать, что существование планетарных систем дисло- каций «представляется несомненным». Но это совершенно недостаточно для научных выводов. Между тем изучение планетарных систем, для осуществления чего необходимо создание специальной методики, может иметь большое научное значение. Во-первых, такое изучение необходимо для заключения о распре- делении напряжений в земной коре. Представляется, что подмеченные Н. С. Шатским пространственные закономерности размещения плане- тарных трещин и генетическая трактовка, которую им дал В. Г. Вой- новский-Кригер (см. на стр. 117), дают для этого весьма важные отправ- ные точки. Во-вторых, это важно для понимания тектонической эволюции Земли и ее истории как планеты Солнечной системы. Здесь можно сослаться на весьма интересные предположения Г. Штилле, который считает, что вся поздняя «Д»-тектоника Америки заложена в древней- шие времена и что «основные черты тектоники», контролировавшие образование древнейших разрывных форм, по существу сохранили свою ориентировку с древнейших времен до поздних этапов геологической истории, более того — до настоящего времени», и если связать «В» и «Д»-тектонику с вращением Земли при современном положении полю- сов, «то в существующем издавна постоянстве этой ориентировки заклю- чается. . . убедительнейший довод против представлений о значитель- ных перемещениях полюсов в течение геологического прошлого» (Штилле, 1940, 1964, стр. 247). Здесь попутно можно указать дополни- тельные палеонтологические и палеогеографическпе данные против зна- чительных перемещений полюсов. Сюда относится основанное на изуче- нии распространения позднепалеозойских брахиопод и фузулинид утверждение Ф. Стели (1963) о невозможности изменения положения полюсов относительно больших массивов суши Северного полушария, а также замечания В.И.Устрицкого(1967)отом,что район, прилегающий к Японии, где по палеомагнитным данным располагался магнитный полюс в позднем палеозое, характеризуется рифовымимассивами, фузулинидами и другой тропической фауной, что совершенно исключает возможность нахождения здесь позднепалеозойского астрономического полюса. Па- леонтологические же данные показывают, что в пермском периоде положение Северного полюса не могло существенно отличаться от современного (Устрицкий, 1961). Резкое несовпадение палеонтологических и палеомагнитных дан- ных о местонахождении палеозойского астрономического полюса, возможно, стоит в связи с тем, что направление термоостаточного намагничения определяется положением поверхности остывания (слоя Кюри) относительно намагничивающего поля (угол а) и магнитной восприимчивостью породы при температуре Кюри, и только в частных 175
случаях (при а = 0° v = 90 е) совпадает с направлением намагничива- ющего поля. Таким образом, по замерам направлений термоостаточной намагниченности нельзя непосредственно судить о направлении намаг- ничивающего поля. Это было показано путем исследования остаточного намагничивания по ориентированным образцам пород волын- ского габбро-анортозитового массива (Кужелов и Крутиховская, 1960). В-третьих, исследование планетарных систем важно в свете пер- спектив развития планетарной геологии. Данные о планетарных систе- мах, которые будут изучены на Земле и открыты на других планетах, могут быть использованы для сравнительного анализа планет и устано- вления их общих тектонических признаков. ЗНАЧЕНИЕ ИЗУЧЕНИЯ ДИЗЪЮНКТИВНЫХ ДИСЛОКАЦИЙ ДЛЯ ПОИСКОВ ПОЛЕЗНЫХ ИСКОПАЕМЫХ ПРИРОДА СВЯЗИ ДИЗЪЮНКТИВНЫХ ДИСЛОКАЦИЙ С РАЗМЕЩЕНИЕМ ПОЛЕЗНЫХ ИСКОПАЕМЫХ Дизъюнктивные дислокации играют двоякую роль в формировании и размещении залежей полезных ископаемых. Они служат путями миграции нефти и газа, рудных и соляных растворов и, таким образом, способствуют концентрации полезных ископаемых и формированию залежей и месторождений. В ряде случаев они создают вместилище для аккумуляции полезных ископаемых. Такими вместилищами яв- ляются, например, трещинные коллектора, с которыми связаны многие крупнейшие месторождения нефти и газа, а также зоны трещиноватости, в которых аккумулируются рудные залежи. Очевидно, что изучение дизъюнктивных дислокаций различных типов — от трещиноватости до глубинных разломов — имеет важнейшее значение для раскрытия закономерностей в размещении многих полезных ископаемых и, следо- вательно, для определения направления их поисков. ПРИМЕРЫ ИЗУЧЕНИЯ ТРЕЩИНОВАТОСТИ Изучение трещиноватости имеет важное практическое значение для оценки трещин как путей миграции нефти и газа, для оценки их как фактора повышения пористости и проницаемости коллекторов нефти и газа, при инженерно-геологических и гидрогеологических работах, при разработке месторождений, при оценке рудоносности. В связи с большим практическим значением совершенствуется методика изучения трещиноватости; трещины изучаются не только в естественных и искусственных обнажениях, но и в кернах скважин. Распределение трещин в коллекторах нефти и газа исследуется при помощи глубинного фотографирования в скважинах (Котиков и Сереб- ренников, 1964; Кинзикеев, 1964). Вопросы влияния трещиноватости и вообще дизъюнктивных дисло- каций на продуктивность и разработку пефтяпых пластов были подробно рассмотрены А. Я. Кремсом, С. Ф. Здоровым и К. Г. Болтенко (1945), указавшими на большое разнообразие явлений, происходящих при пере- сечении трещин скважинами. К таким явлениям относятся «бурные 176
кратковременные и продолжительные фонтаны нефти; поглощение промывочной жидкости при бурении; переливание «тектонической» воды и фонтаны ее; обильное выделение газа; фонтаны газа, газа и нефти, газа и воды, газа, нефти и воды; вынос из скважин песка и обломков песчаника; закупорка стволов скважин песчаными «тектоническими» пробками и взаимная связь между скважинами, расположенными за пределами нормальной интерференции» (стр. 3). Оценка последствий пересечения трещин скважинами может про- изводиться только на основе анализа трещиноватости с различением трещин различного генезиса и разного возраста. А. Я. Креме и др. в качестве примера указывают, что в одном случае ими были выделены трещины сжатия и трещины растяжения, причем последние оказались нефтепроводящими. Авторы считают возможным объяснять крупнейшие нефтяные фонтаны (например, небитдагский и локбатанский, 1933) пересечением трещин или узлов трещин, создававших «огромную поверх- ность дренажа и, видимо, в пределах не одного, а возможно, нескольких продуктивных пластов, из которых нефть поступала к забоям скважин». Значение трещин как путей миграции нефти из глубинных горизонтов установлено также на Бориславском месторождении Предкарпатья (Гурьба, 1959). Весьма важно изучение трещиноватости в нефтяных месторожде- ниях, где трещиноватые породы являются коллекторами. Описывая Кинзебулатовскую антиклиналь, где нефтеносными являются трещино- ватые породы артинского яруса, А. А. Трофимук (1950) так характери- зует трещиноватость этих пород: 1) трещиноватость сильнее развита в известняках, чем в мергелях; 2) часть трещин обладает шероховатыми и уступчатыми поверхностями; 3) преобладают вертикальные трещины при наличии наклонных и горизонтальных; по отношению к слоистости преобладают трещины, перпендикулярные к напластованию; 4) вер- тикальные и перпендикулярные к слоистости трещины образуют си- стемы, пересекающиеся под углом около 90°; 5) длина трещин раз- лична; 6) часть трещин открыта и не заполнена минеральным веще- ством; другая часть трещин заполнена кальцитом; ширина трещин от десятых долей миллиметра (открытые трещины) до сантиметра и более (закрытые трещины). Трещины, развитые на своде складки, А. А. Тро- фимук относит к классу трещин растяжения, образовавшихся вслед- ствие «резкого изгиба слоев в приосевой части структуры», а трещины крыльев, характеризующиеся зеркалами скольжения, — к трещинам сжатия. Очевидно, подробная характеристика трещиноватости коллек- торов имеет первостепенное значение для решения задач разведки и разработки нефтяных залежей, связанных с трещиноватыми поро- дами. Отмечается (Авдусин и Цветкова, 1954) широкое влияние тектони- ческой нарушенности (трещиноватости) на структуру и отдачу как карбонатных, так и песчаниковых нефтяных пластов. Это, например, установлено для Нафталанского месторождения нефти в Азербай- джане, где залежи нефти подчинены мощным пластам песчаных и алев- ритовых пород майкопской свиты, причем в местах наибольшей трещи- новатости пород были получены бурные, по кратковременные фонтаны. Интересные данные получены по песчаникам продуктивной толщи 12 Заказ 206. 177
Аташкинской антиклинали. Эффективная пористость песчаников на периклинали этой складки, где они подвергались растяжению (что уста- навливалось анализом структуры в ориентированных шлифах), соста- вляет 27—30% против 19—21% для тех же пластов на крыле складки. Значительная роль трещиноватости в структуре пород — коллекторов нефти установлена также и для условий платформы, в частности для угленосной толщи Сызранского поднятия и карбонатных пород намюра Тепловской складки. Вопросам связи нефтеносности с трещиноватостью горных пород посвящены работы Е. М. Смехова (1965), А. М. Нечай (1965) и другие исследования, опубликованные в Трудах Всесоюзного совещания по трещинным коллекторам нефти и газа (1965), а также работа К. И. Ми- куленко и Г. Б. Острого (1965). Исследование трещин применялось при пефтегазосъемочных работах также для определения интенсивности вертикальной газопроницаемости карбонатных пород. Замеры трещин обрабатывались, и получалась величина «удельной трещинной прони- цаемости» (суммарная площадь просветов трещин на 1 ж2). Для районов Самарской Луки установлено, что: 1) фильтрация газа находится в пря- мой зависимости от трещинной проницаемости карбонатных пород; 2) трещинная проницаемость и фильтрация газа повышаются в напра- влении к сводам поднятий (Пермяков и Каравашкина, 1953). Исследования трещиноватости имеют большое практическое зна- чение при решении ряда гидрогеологических и инженерно-геологиче- ских задач (Кригер, 1951). По Г. Л. Поспелову (1959), по данным исследований месторожде- ний железных руд в Алтае-Саянской области «не резко выраженные разломы, а, наоборот, внешне слабо выраженные сетчато-трещинные зоны являются ведущим типом трещинных структур, непосредственно контролирующих все типы рудных единиц» (стр. 285). Это объясняется тем, что трещинные структуры создают наиболее благоприятные усло- вия для циркуляции и деятельности постмагматических растворов и концентрируют общие тектонические напряжения разного знака (многократные тектонические напряжения и т. д.). ПРАКТИЧЕСКОЕ ЗНАЧЕНИЕ ИЗУЧЕНИЯ РАЗЛОМОВ Исследованию связи рудопроявлепий с глубинными разломами посвящено большое количество работ по разнообразным в тектоническом отношении районам платформенных и геосинклинальных областей. Почти во всех современных исследованиях по закономерностям разме- щения рудных месторождений вопросу связи их с глубинными разло- мами придается первостепенное значение. Известно, например, что 84% изученных постмагматических рудных месторождений мира располо- жено вдоль разломов и на их пересечениях (Чеботарев и Усенко, 1967). Данные, полученные при исследовании Урала (Баклаев и Овчинников, 1964; Баклаев, 1966), доказывают пространственную и генетическую связь рудных месторождений с глубинными разломами; за зто говорит расположение рудоносных интрузивных массивов и вулканогенных комплексов непосредственно в зонах разломов, а также сосредоточение в зонах разломов магматических, контактово-метасоматических и гидро- 178
термальных месторождений с взаимными их переходами и наложением1 одного типа минерализации на другой. Интересен также факт, что внутри зон разломов в 10—100 раз повышается содержание элементов-приме- сей — меди и молибдена, а также появляются элементы (As, Ag), обычно не наблюдаемые за пределами этих зон. Над дорудными разло- мами Ауэрбахо-Туркинского, Магнитогорского и других рудных полей наблюдаются повышенные содержания элементов-примесей, дающие отчетливые пики, важные для диагностики рудоконтролирующих разломов (рис. 46). В Приморье (Павлов, 1964) оруденение контролируется структур- ными швами и разломами, ограничивающими молодые наложенные впадины. Любопытна подмеченная закономерность, что от «рудоконтро- лирующих» разломов оруденение значительно более распространено- в сторону молодой складчатой области или наложенной впадины, чем в сторону ранее консолидированной области. Распределение рудопро- явлений вдоль геосинклинальных систем контролируется также попе- речными глубинными разломами, как это устанавливается для Урала (Червяковский, 1966). В ряде случаев глубинные разломы в геосинклинальных областях не только являются границами зон с различным характером минера- лизации, но и сами контролируют особый тип минерализации. Напри- мер, Иртышская зона разломов отделяет Алтайский полиметалличе- ский пояс от Калбо-Нарымского редкометального пояса, а сама пред- ставляет зону золоторудной и пирротиновой минерализации. Джалаир- Найманская зона разломов (Казахстан) отделяет редкометальную зону Бет-Пак-Далы от магнетитово-гематитовой зоны Кандыкты. а сама содержит проявления хрома, никеля, платиноидов, алмазов и золоторудной минерализации (Маркова, Хорева, 1963). Можно ука- зать ряд случаев, когда к крупным разломам пространственно при- урочены цепочки нефтяных и газовых месторождений (система разло- мов Мексиа — Балконис, Жигулевско-Мухановская зона дислока- ций и др.). К крупным зонам разломов, включающим как системы дизъюнктп- вов, так и зоны смятия, рассланцевания и трещиноватости, приурочи- ваются рудные пояса. Рудный пояс, по Г. И Князеву (1967), обычно- Рис. 46. Содержа- ние элементов-при- месей в зоне рудо- контролирующего разлома. По Я. П. Баклаеву (1966) Си, Со, Ph, As — об- щее содержание эле- ментов-примесей; СПр Сор — содержание в пирите 12* 179
выступает как ограничение блока и является замкнутым. Этому не противоречит то, что некоторые интервалы таких поясов по периметрам блоков могут быть прерывистыми или пустыми в силу различных неблагоприятных причин. Г. И. Князев предлагает выделять: 1) пла- нетарные рудные пояса (Тихоокеанский, связанный с окаймляющими Тихий океан зонами разломов); 2) рудные пояса, протягивающиеся вдоль краев платформ и щитов (совокупность рудных провинций пери- ферии Сибирской платформы); 3) рудные пояса, окаймляющие средин- ные массивы (Колымский массив, Трансильванский, плато Колумбия, плато Колорадо); 4) рудные пояса по периферии более мелких консо- лидированных массивов (например, Агинский иШилкинский массивы в Восточном Забайкалье); 5) рудные пояса по периферии небольших блоков. Линейные рудные пояса выделяются во многих складчатых обла- стях. Они известны на Кавказе, Урале, в Средней Азии, на Алтае, Даль- нем Востоке. Они могут входить в состав замкнутых поясов, но могут иметь совершенно самостоятельное значение. Связь линейных и замкнутых рудных поясов с глубинными разло- мами различных рангов выступает как важнейшая тектоническая зако- номерность размещения рудных месторождений. ЗАКЛЮЧЕНИЕ В настоящей главе разного рода разломы и трещины были рассмо- трены в качестве дизъюнктивных дислокаций слоистой структуры. При этом было показано, что любое дизъюнктивное нарушение сопро- вождается смещением разделяемых им участков слоистой структуры или отдельного слоя или, по крайней мере, разделяет эти участки. Отмечено также универсальное распространение разломов и их много- порядковость. Однако разломы в их совокупности могут рассматри- ваться не только в качестве нарушений (дислокаций) слоистой струк- туры, но и в качестве блоковой структуры. Имея в виду, что слоистая структура выделяется по узко специали- зированным признакам, а блоковая структура по очень широкому их диапазону, проведем вначале сопоставление блоковой структуры не со слоистой структурой вообще, а только лишь с гипергенной слоистой структурой, выделяемой по петрографическим и биострати- графическим признакам. Во-первых, слоистая структура образуется путем последователь- ного формирования ее элементов (слоев, поверхностей напластования), блоковая же структура образуется в уже сформированной среде (слое, толще слоев и т. д.). Во-вторых, смежные элементы слоистой структуры после их форми- рования в процессе дальнейшего развития слоистой структуры не пере- мещаются друг относительно друга, если не считать возникающих в исключительных случаях особого типа дислокаций (например, меж- пластовые сдвиги). В противоположность этому смежные элементы блоковой структуры обязательно перемещаются друг относительно друга в течение некоторого времени, которое может быть небольшим, например, отвечающим времени цементации, но может быть и огром- 180
ным, охватывающим 1,5—2 млрд, лет, примером чему могут служить глубинные разломы, ограничивающие Сибирскую платформу, древние зоны разломов докембрия Балтийского щита, испытывающие четвер- тичные и позднеледниковые движения (Николаев, Бабах, Медянцев, 1967 и др.). В-третьих, как слоистые структуры и их элементы, так и блоковые структуры являются не только многопорядковыми по объемным разме- рам, но и соразмерными по времени существования, которое для первых отвечает продолжительности формирования, для вторых — продолжи- тельности времени тектонической активности. Таким образом, слоистая и блоковая структуры представляют явления существенно различные, но их роль в общем структурном раз- витии осадочной оболочки Земли можно считать в равной степени существенной. Изучение слоистой структуры с использованием принципа (за- кона) последовательности напластования служит основой восста- новления истории развития осадочной оболочки. Изучение же эле- ментов блоковой структуры и их движений при использовании принципа унаследованности позволяет устанавливать в этом развитии общие черты и общие тенденции на протяжении малых и больших отрезков геологического времени для осадочной оболочки или отдель- ных ее участков. Сказанным определяется известное единство двух указанных прин- ципов и их первостепенное значение при исследовании развития струк- туры осадочной оболочки Земли. Основание для сопоставления блоковой структуры с гипогенной слоистой структурой дает соотношение слоев земной коры и их границ (Конрада, Мохоровичича и др.) с глубинными разломами. Разломы могут быть подразделены на классы, которые по глубине их проникно- вения соответствуют отдельным сейсмическим разделам (Ващилов, 1967). Получается, что большинство разломов привязано к сейсмиче- ским разделам так же, как нормальные трещины к определенным слоям осадочных пород. Это обстоятельство позволяет слоистую структуру земной коры не рассматривать изолированно от блоковой структуры, а говорить о ее единой слоисто-блоковой структуре. Все о геологии http://geo.web.ru/
ГЛАВА IV ПЛИКАТИВПЫЕ ДИСЛОКАЦИИ В результате складчатых (пликативных) дислокаций возникают антиклинальные и синклинальные складки, микроплойчатость, а также крупнейшие поднятия и депрессии (прогибы, котловины, своды, анти- клинории, синклинории и т. д.), которые по своим размерам охваты- вают столь же широкий диапазон порядков, как слои и дизъюнктивные нарушения, и распространены в осадочной оболочке практически повсеместно. Однако, в отличие от дизъюнктивных дислокаций, которые могут пересекать как геологические границы, так и массивы горных пород, пликативные дислокации могут быть заметны только там, где имеются резкостные геологические границы. Именно по изгибам геоло- гических границ мы можем судить о пликативных дислокациях. Слои осадочной оболочки повсеместно образуют резко или слабо выраженные изгибы (складки) различных размеров и формы. Даже такие наиболее плоские участки, как чехлы платформ, могут быть полностью подразделены на крупные пологие изгибы — складки, под- нятия и впадины, — соответствующие синеклизам и антеклизам. Изгибы или складки могут возникать в процессе гравитационного распределения вещества при образовании слоя и отражать местные неправильности такого распределения. В таком случае складки не являются результатом дислокации, а .лишь представляют собой первич- ные усложненные формы слоя в слоистой структуре. Однако в пода- вляющем большинстве складки являются результатом механических воздействий на слоистую структуру осадочной оболочки; в таком слу- чае их можно подобно дизъюнктивам рассматривать как следствие различных нарушений гравитационного равновесия, происходящих в течение всей геологической истории. Экспериментальные и полевые исследования распределения веще- ства в слое, образующем складки, возникающие в результате дислока- ций, показывают, что изгибание слоев часто сопровождается некоторым перераспределением материала, слагающего слои. Перераспределение материала при дисгармонической складчатости может выражаться в его перетекании в участки слоя, испытывающие относительно меньшие давления, а иногда и внедрении материала одного слоя в пространство,. 182------------------------------------------------------------- Все о геологии http://geo.web.ru/
занимаемое другим слоем. Таким образом, формирование складок представляет собой сложный механический процесс. Перераспределение материала — это одно из главных свойств складок в интенсивно склад- чатых районах; в районах пологой складчатости, например на платфор- мах, перераспределение материала сравнительно мало заметно или даже отсутствует. Обычно перераспределение материала при изгибе заключается лишь в перекашивании (сдвиге) на крыльях складки, что сопрово- ждается уменьшением мощности слоев и некоторым их растяжением, а также некоторым проскальзыванием разнородных слоев относительно Друг друга по разделяющим поверхностям напластования. Чем напря- женнее деформация, чем круче изгибы, чем разнороднее комплекс участвующих в складкообразовании слоев, тем этот процесс сложнее. Явления внутрислойного и межслойного перераспределения материала, зафиксированные в геологических разрезах складчатых районов, позволяют расшифровывать особенности механизма формирования складок. Другим важным свойством некоторых складок является распре- деление первичных мощностей и литологических (а иногда и палеонто- логических) характеристик слоев в соответствии с положением изгибов, причем на антиклиналях, как правило, наблюдается уменьшение мощностей, а в синклиналях — увеличение. Существование таких закономерных связей величины мощности со складками указывает на то, что данные складки формировались одновременно с осадко- накоплением. Изменения мощностей и литологического состава слоев, связанные со складками, позволяют расшифровывать особенности развития складок в различные эпохи геологической истории. В различных участках осадочной оболочки, а также в различные периоды геологической истории складчатость проявлялась неравно- мерно. Поэтому существуют площади, характеризующиеся интенсивной складчатостью, и площади с очень спокойной складчатостью тех же по возрасту отложений. Кроме того, в одной и той же области разно- возрастные системы или группы отложений могут резко отличаться интенсивностью складчатости. Для того чтобы исследовать особенности и закономерности распределения складок в пространстве и во времени, необходимо выяснять их связи с крупными вмещающими структурными формами и с особенностями их развития, а также со строением нижних структурных ярусов. ТЕКТОНИЧЕСКИЕ ФОРМЫ- АНТИКЛИНАЛИ И СИНКЛИНАЛИ. ИХ ЭЛЕМЕНТЫ Складками называются изгибы слоев. Складчатая структура обра- зуется чередованием складок с различными знаками кривизны этих изгибов (например, выпуклые и вогнутые складки). В качестве основных видов складок различают антиклинали и синклинали. Антиклиналью (антиклинальной складкой) обычно назы- вают изгиб слоев, обращенный выпуклостью вверх. В антиклинали 183
в центральной части изгиба на поверхности Земли располагаются (по изображению на геологической карте) наиболее древние слои. Если волнообразные изгибы, представляющие собой чередующиеся выпук- лости и вогнутости, осложняют вертикально залегающую серию слоев, то характеристика одних изгибов как антиклиналей, а других как синклиналей при приведенном определении будет носить относительный характер и зависеть от выбора положения некоторой вертикальной координатной плоскости, по отношению к которой будет определяться выпуклость или вогнутость изгибов. Случаю опрокинутого залегания слоев данное определение не удовлетворяет. Возникает необходимость введения более обобщенного определения антиклинали. По аналогии с приведенным выше определением грабена и горста определим антикли- наль как изгиб слоев, обращенный выпуклостью к их кровле. Синклиналью (синклинальной складкой) обычно называют изгиб слоев, обращенный выпуклостью вниз. На поверхности Земли в случае синклинали в центральной части изгиба располагаются наибо- лее молодые слои. В обобщенном смысле определим синклиналь как изгиб слоев, обращенный выпуклостью к их подошве (рис. 47). Особого пояснения требуют антиклинальные и син- клинальные складки тектонических покро- вов. Тектонический покров, представленный лежачей складкой, и подстилающую его автохтонную толщу мы можем рассматривать как систему двух слоев, верхний из которых имеет сложное внутреннее строение. При этом изгиб этой системы, обращенный выпуклостью к кровле того и другого слоя, т. е. кверху, будет согласно приведенному определению представлять собой антиклиналь, а вогнутый изгиб — синклиналь. В складке (антиклинальной или синклинальной) можно различать к р ы л ь я, т. е. участки, в пределах которых слои наклонены в проти- воположные стороны; осевой поверхностью складки называют поверхность, которая при одинаковых мощностях слоев на обоих крыльях является по отношению к ним биссекторной, а если мощности на крыльях складки различны, образуют с крыльями складки углы, синусы которых относятся так, как мощности слоев на соответ- ствующих крыльях (Гончаров, 1965). Линия пересечения осевой поверх- ности с любым из образующих складку пластов называют шарни- ром складки или ее замком. Если рассматривать складку, образованную одним слоем (одной поверхностью напластования), то следует говорить об осевой плоскости, которая всегда является биссекторной. Складки имеют обычно удлиненную форму и в соответ- Рис. 47. Положение анти- клиналей и синклиналей при нормальном, верти- кальном и опрокинутом залегании слоев 1 — поверхность Земли; 2 — подошва слоя; 3 — кровля слоя. А — антиклиналь; С — синклиналь 184
ствии с этим имеют два крыла; окончания складки называются ее замыканиями. Зеркалом складок называется поверх- ность, соединяющая шарниры складок, имеющих определенный знак кривизны, например антиклиналей или синклиналей. Так, для слоя, образующего ряд последовательных антиклинальных и синклинальных изгибов, можно построить два зеркала складок. Расстояние между шарнирами складки и противоположным зеркалом складок, измеренные в осевой плоскости, можно назвать высотой складки по дан- ному слою; расстояние между шарнирами смежных складок противо- положного знака кривизны — шириной данной складки (рис. 48). Длиной складки следует называть расстояние, измеренное вдоль линии шарнира складки, между точками с наименьшими высо- тами данной складки. Все перечисленные элементы складок не зависят от их простран- ственной ориентировки. При рассмотрении складок с учетом их поло- жения относительно поверхности Земли вводится еще ряд понятий. Например, водораздельная линия антиклинали называется сводо- вой л и н и е й, а примыкающая к ней центральная часть антикли- нали — сводом антиклинали. К антиклиналям, осложня- ющим участки с вертикальным или опрокинутым залеганием слоев, эти понятия неприменимы. Проекция шарнира складки на поверхность Земли или горизонтальную плоскость называется осью складки; оси складок по разным стратиграфическим горизонтам (слоям) могут не совпадать. При симметричном строении антиклинали, а также при очень малых наклонах крыльев сводовая линия и ось практически совпадают. В качестве антиклинальных и синклинальных складок в принципе могут быть описаны изгибы различных порядков размеров. Однако принято так называть антиклинальные и синклинальные формы не крупнее IV порядка по площади. Более крупные формы приобретают особые признаки и им обычно присваиваются специальные наименова- ния. Например, крупные изгибы слоистой толщи в геосинклинальных областях, значительно усложняющиеся за счет дополнительных смятий, называют антиклинориями, синклинориями, мегасинклинориями и т. д., на платформах крупные изгибы очень пологие и иначе построенные известны как антеклизы и синеклизы и т. д. Определение контуров и объемов антиклинальных и синклиналь- ных складок, а также границ между ними, как правило, не может Рис. 48. Размеры складок 1 — шарнир складки; 2 — зеркало складки. А — амплитуда складки; Н — высота складки; В — ширина складки 185
быть однозначным, поскольку складки не различаются по веществен- ным признакам. Выработка же геологических критериев их выделе- ния встречается со значительными трудностями вследствие исклю- чительного разнообразия форм складок, их положения и взаимо- отношений. С этими же обстоятельствами связаны трудности класси- фицирования складок. ОСНОВНЫЕ МОРФОЛОГИЧЕСКИЕ ТИПЫ СКЛАДОК Форма складок в плане может быть весьма различной. По степени удлиненности выделяются линейные складки, обладающие значительной протяженностью, укороченные (брахиформные) складки 1гли брахиантиклинали и брахисинклинали, с от- ношением длины к ширине от 10 до 3, и к у п о л а, обладающие изо- метрическими очертаниями и округлой, округло-эллиптической или неправильной формой, с отношением длины к ширине от 3:1 до 1:1. Среди платформенных складок, обладающих, в общем, меньшей удлиненностью по сравнению со складками складчатых (геосинкли- нальных) зон, В. Д. Наливкин (1962) различает «округлые структуры» с соотношением осей не более чем 2 : 1 и «вытянутые структуры» (длин- ные своды, желоба, валы и рвы) с соотношением осей более чем 3:1. Не замкнутые в плане антиклинали, имеющие одно периклиналь- ное окончание, а в другом направлении сливающиеся с воздымающимся крылом какого-либо более крупного структурного поднятия, называются структурными носами, а также гемиантиклина- лями, или же для платформ, по предложению В. Д. Наливкина (1962), полусводами, или полувалами; сопряженные с ними структурные формы называются гемисинклиналями, или полувпадинами для платформ. Формы, аналогичные структурным носам, но в отличие от них обладающие значительной шириной, именуются структурными террасами. Формы эти широко распространены. Они описаны на северном склоне Малого Кавказа в Кировабадском районе (Путкарадзе, 1947), на юго-западном крыле Днепровско-Донецкой впадины (Крживанек, 1951) и известны во многих других районах. По форме в поперечном сечении различаются складки прямые (симметричные), наклонные, опрокинутые и лежачие (по наклону осе- Рпс. 49. Прямые симметричные складки с равными (а) и нерав- ными (б) мощностями на крыльях 186
вых поверхностей и крыльев), открытые (пережатые п веерообразные по расположению крыльев относительно осевой поверхности), округлые, острые и сундучные (по форме замка). Прямыми (симметричными) складками называются складки, осевые поверхности которых приближаются к вертикаль- ным плоскостям, а крылья имеют приблизительно равный на- клон (рис. 49). Если мощности на различных крыльях таких складок различны, то сводовые перегибы антиклиналей с глубиной смещаются в сторону, вследствие чего они не совпадают по верхним и нижним горизонтам. Из этого следует, что если по поверхностным горизонтам определяется прямая симметричная складка, то это еще не значит, что с глубиной осевая ее поверхность не может отклоняться от вертикального положения. Буровая скважина, заложенная на своде симметричной складки, в идеальном случае должна пересечь глубокие слои также в местах сводовых перегибов, но при решении конкретных практиче- ских задач следует всегда иметь в виду возможность отклонения с глу- биной осевой плоскости от вертикали. Рассматриваемые ниже наклонные, опрокинутые и лежачие складки являются асимметричными относительно вертикальной плоскости. М. А. Гончаров (1965) предлагает, кроме того, различать симметричные и асимметричные складки относительно осевой плоскости. Асимме- тричными складками в этом смысле являются те складки, осевые поверхности которых не являются биссекторными относительно крыльев; к таким складкам относятся, в частности, прямые складки с неодина- ковыми мощностями на крыльях (рис. 50). Наклонными называются складки, осевые поверхности которых наклонены. Крылья таких складок наклонены различно: одно крыло является крутым, другое — пологим. Буровая скважина, зало- женная на своде, пересечет более глубокие слои не в местах их сводовых Рис. 50. Положение осевой плоскости Складки с не- одинаковыми мощностями слоев на различных крыльях. По М. А. Гончарову (1965) 187
перегибов, а в их крыльевых участках. При параллельности слоев образующих наклонную антиклинальную складку, под сводовым пере- гибом в верхних слоях лежат крутые крылья более нижних слоев, а сводовые перегибы в нижних слоях лежат под пологими крыльями вышележащих слоев. Однако это правило часто нарушается в связи с тем, что слои, образующие асимметричную складку, обладают измен- чивыми мощностями и непараллельны. В таких случаях часто оказы- вается, что свод в глубоких горизонтах смещен не в сторону более пологого крыла складки по верхним слоям, а в сторону более крутого крыла или же своды располагаются приблизительно друг над другом. Наклонные складки, одно из крыльев которых обладает опрокину- тым залеганием, называются опрокинутыми. Опрокинутые складки широко распространены в Северо-Восточном Предкавказье, в Закавказье, в Карпатах, Копет-Даге, на Урале и во многих других районах геосинклинального строения. При значительном опрокидыва- нии складки крылья ее могут принять положение, близкое к гори- зонтальному; такая складка называется лежаче й. Типичные лежачие складки известны в Карпатах. Складка, ядро которой пережато и образующие ее слои стоят на головах (оба крыла сближены и стоят вертикально), называется пере- жатой складкой. Складка, в которой пережимание пошло дальше, в результате чего ядро как бы отделилось от своего основания, а оба крыла стано- вятся опрокинутыми и таким образом расходятся в виде веера, назы- ваются веерообразной складкой. В. В. Вебер считает, что форма пережатых и веерообразных скла- док зависит от литологического характера и крепости образующих их пластов. Иначе рассматривает происхождение веерообразных и пере- жатых складок А. В. Волин (1963), который формирование запрокину- тых крыльев этих складок, а также флангов «веерообразных структур», представляющих комбинацию веерообразных складок, относит за счет гравитационного скольжения в сторону понижений рельефа. Сундучные складки распространены чаще всего в кра- евых прогибах (например, в Северо-Восточном Предкавказье, в Пред- уралье), но вообще в разнообразных структурных условиях, включая древние платформы. Примером сундучной складки может служить Йовогрозненская антиклиналь с ее почти вертикальными крыльями и пологим широким сводом. Частой разновидностью сундучных складок являются антиклинали с широким прогнутым сводом; в таком случае антиклиналь часто как бы распадается на две ветви, разделенные неглубоким синклинальным прогибом. Приведенный перечень морфологических типов складок далеко не полон. Он включает лишь основные их разновидности, которые выделяются чисто эмпирически в процессе геологосъемочных и поиско- вых работ. Складки исключительно разнообразны и часто весьма сложны по своей форме в плане и разрезе; их морфологическая класси- фикация представляет собой весьма трудную и пока еще далеко не разрешенную геометрическую проблему. 188
СКЛАДКИ, СВЯЗАННЫЕ С РАЗЛОМАМИ Дизъюнктивные и пликативные дислокации представляют собой две формы единого процесса нарушения первичной слоистой структуры Земли. Обычно эти формы дислокаций встречаются совместно. В тех пли иных соотношениях дизъюнктивные и пликативные дислокации почти всегда сопутствуют друг другу. Во-первых, они могут про- являться одновременно и совместно, когда изгибание слоев при образо- вании складки сопровождается расчленением их на блоки и взаимным смещением этих блоков; во-вторых, они могут проявляться одновре- менно, но не совместно, когда скалывание консолидированных толщ пли жестких прослоев сопровождается изгибанием пластичных про- слоев и толщ (например, складки чехла, отражающие разломы фунда- мента). Наконец, в-третьих, они могут проявляться неодновременно, причем в различной последовательности. Изучение антиклинальных складок разных типов, осложненных дизъюнктивами, показывает тесную взаимосвязь складок и дизъюнкти- вов. Обычно надвиги, связанные с антиклинальной складкой, разви- ваются на ее крутом крыле, т. е. там, где слои испытывали наибольшие напряжения (например, Старогрозненская антиклиналь, а также некоторые другие складки Восточного Предкавказья). Нормальные сбросы, рассекающие антиклинали, обычно обладают наибольшими амплитудами и наибольшей густотой в сводах и затухают к периферии поднятий (таково строение сбросовых сетей, осложняющих брахианти- клинали Восточного Апшерона, купола Юго-Западной Туркмении, соляные купола Эмбы). Амплитуда таких связанных со складками сбросов в нижних горизонтах большая, в верхних — меньшая. Эта зависимость, установленная для куполов Эмбы и Туркмении, показы- вает, что движение по сбросам происходило одновременно с ростом складок и осадкообразованием. На Апшеронском полуострове (Хайн, 1950) образование сбросов также было тесно связано с развитием складок. Моментам ускоренного роста антиклиналей здесь соответствуют и фазы максимального обра- зования разрывов. Сбросы, движение по которым происходит одновре- менно с ростом складок, т. е. сбросы, генетически связанные со склад- чатостью, по отношению к этой складчатости сингенетичны. Сбросы, не связанные с развитием данной складчатой структуры, а возникшие после и независимо от нее, являются эпигенетичными. Закономерности их распространения и развития могут не зависеть от складчатой струк- туры, которую они пересекают. СКЛАДКИ, ОСЛОЖНЕННЫЕ РАЗЛОМАМИ Морфология складок во многом определяется наличием рассека- ющих их сбросов и характером осложняющей их сбросовой сети. Можно указать ряд выделяемых по этому признаку разновидностей складок. Складки, осложненные продольными нор- мальными сбросами, представляют собой одну из распро- 189
страненных разновидностей. Нормальный сброс протягивается в напра- влении простирания складки. В ряде случаев сравнение мощности п состава одноименных слоев по обе стороны от сброса показывает, что он возник в процессе роста складки и обособления при этом поднятого крыла или сводовой части складки от опущенного крыла, которое зна- чительно отставало в своем подъеме от других ее частей, что вело к нарушению слоев там, г