/
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, где они, вероятно, испытывали наибольшие
растягивающие усилия. Случай образования складок, осложненных
нормальным продольным сбросом, очень общий и может встречаться
в различных геологических обстановках, например, Хаудагская
складка в Таджикской впадине (Туаев, 1936), складки Кобыстана
и Прикуринской низменности в Азербайджане (Хайн, Апресов, Мир-
чинк, 1937) и др.
Сбросы большой протяженности, продольные к ряду антиклиналь-
ных складок, объединенных в одну общую антиклинальную линию,
для складчатых областей представляют явления довольно распростра-
ненные. В таких случаях трудно решить, чему принадлежит ведущая
роль — складке или сбросу. Может быть, для обозначения такого рода
форм следует применять какой-либо новый обобщающий термин, напри-
мер «складка — разлом». Но это вопрос чисто терминологический.
По существу такое сочетание цепи антиклинальных складок с крупным
региональным сбросом позволяет предполагать их генетическое един-
ство. Нетрудно видеть, что при большей относительной роли пликатив-
ной дислокации, чем при случае «складки — разлома», будут разви-
ваться складки со сбросами, затухающими у их периферии и не рас-
пространяющимися за их пределы; наоборот, при относительно меньшей
«пластичности» складки небольших амплитуд будут только лишь ослож-
нять крылья отчетливо выраженного сброса.
Складки, осложненные системами попереч-
ных сбросов и сдвигов, распространены на Апшеронском
полуострове, в Юго-Западной Туркмении, в Ферганской долине, в меж-
горных впадинах Скалистых гор, Бирмы и в ряде других районов.
Системы поперечных сбросов могут быть различными и следует выделить
две основные их разновидности.
Первая разновидность — это системы нормальных сбросов, обычно
ступенчатых, концентрирующихся в участках наиболее крутого погру-
жения или воздымания шарниров складки и обособляющих ее подня-
тые и опущенные участки. Часто поперечные сбросы, обособляющие
отдельные сегменты складки, не образуют ясно выраженных ступенча-
тых систем. Хорошим примером четко выраженной ступенчатой системы
служат поперечные сбросы Сураханской складки.
Для второй разновидности складок, осложненных поперечными
сбросами, характерны крутые, почти вертикальные сбросы, секущие
складку на ряд сегментов, не только поднятых и опущенных относи-
тельно друг друга, но и сдвинутых в боковом направлении. Такие
сбросы называются эпиантиклинальными. Типичным пред-
ставителем зтой разновидности является Боядагская складка (Пор-
фирьев, 1932) — см. рис. 51. Складка эта вытянута в широтном напра-
влении и обладает широким пологим сводом и крутыми крыльями.
Здесь насчитывается около 50 поперечных сбросов.
190
Рис. 51. Боядагская складка с системой поперечных разломов. По В. Б. Порфирьеву
£—7 — апшеронский ярус (/ — свита с, а — железистый песчаник, з — свита <1, 4 — свита с, S — горизонт кремнистых глин, 6 — свита е,
7 — свита а); 8 — акчагыльский ярус; 9 — красноцветная свита; 10 — закирование; 11 — нептунические дайки; 12 — сбросы
Складки, нарушенные диагональными сбро-
сами и сдвигами (здесь речь идет не о частных отклонениях
от систем нормальных и продольных сбросов, а также не о диагональ-
ных сбросах, связанных с местными особенностями строения складок),
в типичном виде встречаются довольно редко. В отношении их форми-
рования может быть предложена такая гипотеза. Они развиваются,
по-видимому, в особых тектонических условиях, когда имеет место
горизонтальное перекашивание данного участка земной коры (деформа-
ция сдвига). Такие условия могут быть пояснены схемой (рис. 52).
Сдвигающие горизонтальные усилия Р—-Р перекашивают участок abb^j
и он приобретает форму ab'b'aj; в направлении а.Ь' происходят сокра-
щение поверхности и сжатие, поэтому складки ориентированы перпен-
дикулярно к этому направлению, а в направлении ab" — растяжения,
вследствие чего складки в этом направлении вытягиваются длинными
своими осями. В процессе перекашивания наибольшие касательные
(скалывающие) напряжения возникают в направлении, параллельном
aav Вдоль этих направлений возникают сбросовые нарушения там, где
происходит наибольшая деформация осадочной толщи, т. е. в пределах
антиклиналей. При таком механизме сбросы получаются вертикальные.
По диагональным сбросам (в типичном смысле) сегменты антиклиналей
могут сдвигаться в горизонтальном направлении. Характерные системы
диагональных сбросов известны в складчатой системе Юры (Западная
Европа). В СССР к складкам, нарушенным диагональными сбросами,
следует отнести Новогрозненскую антиклиналь (рис. 53) и главную
антиклиналь Донбасса (рис. 54).
Горизонтальное перекашивание участков земной коры, с которым
мы связываем образование рассматриваемой разновидности складок,
сказывается на образовании платформенной трещиноватости и, по-види-
мому, широко распространено.
Складки со сложными системами сбросов
иногда нарушены весьма сложной сетью сбросов, что связано со слож-
ностью строения самих складок. Примером весьма сложно нарушенной
складки является Челекенская брахиантиклиналь в Туркмении. Юго-
восточная ее часть рассечена поперечными сбросами, обладающими
большими амплитудами (сотни метров) и сравнительно пологими накло-
нами (50—60°). Эти сбросы не образуют ясно выраженной ступенчатой
системы; некоторые из них наклонены навстречу друг другу, образуя
клинообразные грабены (Большой Солончак). Вдоль южного крыла
складки, в центральной ее части, проходит большой продольный сброс;
северо-восточная часть складки также рассечена системой продольных
сбросов, не распространяющихся за ее пределы. Центральная сводовая
часть складки, сложенная песчано-глинистой красноцветной толщей
плиоцена, покрыта сплошной густой сеткой небольших коротких
сбросов, происхождение которых не ясно. Особенно интенсивна
и сложна нарушенность сбросами участков Челекенской складки с ранее
действовавшими грязевыми вулканами (Алигул, Розовый Порсутель).
Складки, осложненные продольными надви-
г а м и, развиты очень широко в геосинклинальных областях. Они
известны в Западном и Восточном Предкавказье, в Азербайджане,
Грузии, Карпатах и ряде других областей. Типичным представителем
,192 -------------------------------------------------------
Рис. 52. Складки, нарушенные диаго-
нальными сбросами
Рис. 53. Новогрозненская складка с диагональными сбросами
Рис. 54. Диагональ-
ные разломы на глав-
ной антиклинали
Донбасса. По
В. В. Эзу (1962)
13 Заказ 206.
этой разновидности является Старогрозненская брахиантиклиналь
(рис. 55). Складки могут быть нарушены системами надвигов, вследствие
чего они приобретают очень сложное строение; в отдельных случаях
надвиги могут быть наклонены навстречу друг другу, образуя в своде
складки клин. Известны, наконец, складки, которые в верхних толщах
рассечены нормальными продольными или поперечными сбросами,
а в нижних толщах продольными надвигами. Такое сочетание сбросо-
вых нарушений связано с отличиями условий формирования складки
на разных этапах.
ФЛЕКСУРЫ
Флексурами (или моноклинальными складками) называются
коленообразные изгибы слоев. При этом участки с горизонтальным или
весьма пологим залеганием разделены узкой полосой с относительно
крутым залеганием слоев. Флексуры сопровождаются уменьшением
мощности, частой трещиноватостью и иногда сбросами вдоль крутого
крыла.
По В. В. Белоусову (1954), флексура — это комбинация двух
изгибов, т. е. «уступ в слое, после которого слой более или менее обра-
Рнс. 55. Разрез через
Старогрозненскую ан-
тиклиналь, осложненную
надвигами. По
А. Г. Алексину и
Н. А. Еременко (1961)
1 — залежи нефти
194
щается к тому залеганию, которое он имел до уступа» (стр. 91). В. В. Бе-
лоусов обращает внимание на то, что геометрия флексур сложна и опре-
деляется различным положением шарниров обоих изгибов, а также
углами наклона крыльев. Поверхность, соединяющую одноименные
(верхние или нижние) изгибы флексур, он предлагает называть зерка-
лом флексур.
Флексуры были описаны П. Е. Оффманом (1946) на Тимане, где
он выделил типы простых и спаренных флексур
(рис. 56). Флексуры, по П. Е. Оффману, представляют узкие сочлене-
ния ступеней. И. В. Лучицкий (1956) выделяет простые флексуры с го-
ризонтальными крыльями и наклонные с наклонными крыльями, пря-
мые флексуры с наклоном крыльев в сторону опущенного крыла и опро-
кинутые флексуры с наклоном крыльев в сторону поднятого крыла.
Различаются продольные, диагональные и поперечные флексуры по их
соотношению с общим простиранием слоев. Флексуры могут переходить
в разрывы по их простиранию и обычно соответствуют разломам в ниж-
нем структурном ярусе (фундаменте).
НАДРАЗЛОМНЫЕ СКЛАДКИ
К группе надразломных (шовных, надразрыв-
ных) складок принадлежат складки, образующиеся над разломами
в связи с происходящими по ним движениями.
В. М. Цейслер (1965) предлагает в качестве разновидностей этой
группы складок различать рубцовые, клиньевые и взбросовые антикли-
нали и шовные (щелевые) синклинали.
Рубцовые антиклинали были впервые на основании
исследований в Фергане выделены и названы Д. П. Резвым (1954),
который их образование связывал с существованием разломов в фунда-
менте. Подъем одного из смежных блоков приводит к растяжению слоев
над разломом, последующее опускание того же блока ведет к их смятию
и образованию складок. В. М. Цейслер в подтверждение описанного
Д. П. Резвым механизма приводит пример образования «мелких почти
лежачих складок на крутых (флексурных) крыльях. . . Эти мелкие
складки могут свидетельствовать об относительном опускании подня-
того вначале блока, в связи с чем образовалась не только рубцовая
антиклиналь, но и мелкая складчатость в прежде растянутых породах
крутого крыла флексуры» (стр. 79).
В качестве рубцовых складок часто рассматриваются платформен-
ные антиклинали с флексурными крыльями. Так, по представлению
И. К. Зерчанинова (1953), смещения блоков фундамента вызывают зна-
чительное удлинение крутого крыла флексуры, образующейся в выше-
лежащих слоях (для Саратовского района такое удлинение могло
Рис. 56. Типы флексур. По
П. Е. Оффману (1946)
а — простые флексуры; б — спа-
ренные флексуры
13*
195
достичь 6% первоначальной длины). При движении по тому же разлому,
но с обратным знаком протяженность слоев вышележащих пород не
может сократиться и происходит смятие. Подсчет показал, что удлине-
ние слоев с первоначальным протяжением в 2000 м на 60 м, т. е. на 3%,
создает антиклинальный изгиб высотой до 250 м, а удлинение на 20 м,
или на 1%, изгиб высотой 130 м.
Глубоким бурением на Бахметьевском и Жирновском поднятиях
того же Саратовского района установлено, что складкам с крутыми
(до 40°) флексурными западными крыльями на глубине отвечают раз-
ломы с опущенными восточными крыльями; в частности, в Жирновской
складке поверхность фундамента по такому разлому опущена на 485 м.
Эти разломы возникли в девонском периоде, причем их амплитуда
достигала 900—1000 м. В результате возвратных движений по этим
разломам в последующее время возникли и оформились ныне существу-
ющие складки с крутыми западными крыльями — рис. 57 (Долицкий,
Кучерук, Лопатин, 1966).
Надразломные складки бассейна Днестра представляют собой узкие
(10—20 м) складки с крутыми крыльями и со «стрельчатым» обычно ра-
зорванным сводом. Длина складок достигает нескольких километров,
расположены они на фоне совершенно спокойного залегания слоев
Рис. 57. Бахметьевская
антиклиналь, возникшая
над разломом благодаря
возвратному движению
по нему. По В. А. До-
лицкому, Е. В. Куче-
руку и Н. В. Лопатину
(1966)
196
(Гофштейн, 1961). В Каракумах в чехле молодой платформы распола-
гаются валы (Бегдаш-Каршинский, Карашорский и др.), высотой 300—
400 м, шириной 15—20 км, длиной 150—200 км. Эти валы характери-
зуются длительным развитием и асимметричным строением. Под их
крутыми крыльями располагаются разломы в фундаменте, устанавлива-
емые по гравитационным ступеням и полосовым магнитным аномалиям
(Амурский, Борисов, Жухоборский, 1964).
Клиньевые антиклинали, по В. М. Цейслеру, «пред-
ставляют собой узкие линейные складки, расположенные на продолже-
нии крупных зон разрывов и, по-видимому, обязанные своим возникно-
вением пластинам фундамента, выдвинутым по системе расколов в оса-
дочный чехол» (стр. 80). Они отличаются от блоковых складок (см. ниже)
линейной формой.
Взбросов ые антиклинали В. М. Цейслером выдви-
гаются в качестве возможного типа надразломных складок по экспери-
ментальным данным. К этому типу близки надразломные антиклинали,
описанные В. С. Войтовичем (1965) для Джунгарского Алатау; предпо-
лагается, что они образовались при одновременном воздымании крыльев
разлома в условиях горизонтального сжатия.
Шовные (щелевые) синклинали — узкие синклинали
со сжатыми крыльями, возникающие по шву, разделяющему два
соседних блока. Замыкающиеся лишь с одной стороны шовные синкли-
нали В. М. Цейслер предлагает называть клювовидными син-
клиналями. В зонах глубинных разломов вследствие происходящих
по ним перемещений образуются крупные складчатые формы длитель-
ного развития. К ним относятся, в частности, шовные антиклинали
Н. П. Хераскова (1948).
ПРИРАЗЛОМНЫЕ (ПРИБЛОКОВЫЕ, ПРИРАЗРЫВНЫЕ)
СКЛАДКИ
В зонах, примыкающих к разломам, часто бывают развиты при-
разломные складки, возникающие благодаря движению
блоков, разделенных разломом. Для приразломных складок характерно
затухание при удалении от разлома (Цейслер, 1965). Если по разломам
происходят сдвиги, то складки располагаются по отношению к ним
диагонально.
БЛОКОВЫЕ СКЛАДКИ
Блоковыми складками В. М. Цейслер (1965) называет
складки, возникающие в чехле над блоком фундамента в результате
его вертикальных перемещений. Он различает связанные взаимопере-
ходами разновидности блоковых складок: 1) горст-антикли-
нали и грабен-синклинали; первые представляют собой
антиклинальные изгибы слоев, иногда с выступами фундамента, отде-
ленные с обеих сторон разрывами от смежных синклиналей; 2) к о-
робчатые брахиформные складки, ограниченные
флексурами и разрывами; 3) то же, ограниченные флексурами; 4) син-
клинали проседания, образовавшиеся при погружении
нескольких смежных блоков и не сопровождающиеся аналогичными
антиклинальными формами.
197
В районе Гиссара блоковые складки имеют размеры 70—80 на
10—20 км и 10—20 на 4—6 км. Некоторые из блоковых складок имеют
треугольные очертания. Другие блоковые складки обладают колено-
образными изгибами шарниров в связи с поперечными расколами фун-
дамента.
ОСОБЫЕ ВИДЫ СКЛАДОК
СКЛАДКИ РАЗЬУХАНИЯ
Если считать, что любая складчатость, которая заключается в из-
гибании слоев под влиянием внешних усилий, является пассив-
ной, то активной складчатостью следует признать ту, которая
порождается высвобождающейся внутренней энергией вещества, сла-
гающего слои, участвующие в складкообразовании. Понятия о пассив-
ной и активной складчатости соответствуют очень давним представле-
ниям А. Гейма.
Если для подавляющего большинства складок с большой долей
вероятности принимается их пассивная природа, то для очень немногих
складок можно говорить об их активном происхождении. Достовер-
ными представителями активной складчатости являются изгибы слоев
в гипсоносных толщах.
Гипсовая тектоника — дислокации, связанные с уве-
личением объема до 67% при гидратации ангидритов и превращении
их в гипс (Косыгин, 1940). Гипсовая тектоника проявляется на глуби-
нах до нескольких десятков метров, реже более 100 м. Она выражается
в гофрировках гипсовых слоев, в местных увеличениях их мощности.
Проявления гипсовой тектоники наблюдаются на большинстве поверх-
ностных выходов гипсово-ангидритовых толщ в солянокупольных
и складчатых областях. Это обстоятельство отмечал еще М. П. Рудзский
(1892), указывавший, что «дислокации в области месторождения гипса
объясняются сильным расширением при превращении ангидрита в гипс».
Другой возможной формой активной складчатости являются из-
гибы слоев, связанных с разбуханием глин. И. В. Кириллова (1962,
1965) предполагает, что регидратацию глин в условиях геосинклиналей
можно рассматривать как складкообразующий фактор. Она обра-
щает внимание на то, что способность к регидратации после уплот-
нения и отдачи воды глинистые минералы с разбухающей решеткой
сохраняют даже при значительном нагревании (300—350°) и что в об-
ластях распространения глин первично-монтмориллонитового состава
(т. е. наиболее способных к уплотнению и разбуханию) интенсивно
развит кливаж, а вне этих областей кливаж развит только возле раз-
ломов.
По мнению И. В. Кирилловой, сильно увеличенные мощности май-
копской глинистой толщи в ядре Сунженской (в 1,4—2,3 раза по сравне-
нию с синклиналями) и Малгобек-Вознесенской (в 2,5 раза) антиклина-
лей могут быть связаны с разбуханием глин. Согласно ее же данным,
более интенсивная складчатость осевой части Кавказа по сравнению
с Дагестаном связана с тем, что в первом районе преобладают глины
монтмориллонитового состава.
198
Соображения И. В. Кирилловой заслуживают внимания, однако
следует иметь в виду, что для активного складкообразования кроме
разбухания глин необходимо, чтобы при этом разбухающая масса
была бы способна так воздействовать на окружающую среду, чтобы
обеспечить себе дополнительное пространство. Иными словами, раз-
бухающая масса должна оказывать давление, способное приподнимать
и деформировать вышележащие толщи. Способность разбухающих
глин развивать деформирующее давление пока не доказана.
Складки разбухания М. В. Гзовский (1962) называет дилата-
ционными.
СКЛАДКИ СЛАНЦЕВАТОСТИ
В качестве особого вида складчатости следует выделять склад-
чатость сланцеватости. К складчатости сланцеватости
надо относить совокупность складок или складчатую структуру, раз-
вивающуюся не на основе первичных слоев осадочной оболочки, а на
основе вторичной сланцеватости (квазислоистости) в этой толще.
Поскольку вторичная сланцеватость, как правило, пересекается с
нормальной первичной слоистостью, представляя собой результат нало-
женных вторичных процессов, то складки, осложняющие сланцева-
тость, как правило, пересекают складки, осложняющие нормальную
слоистую структуру.
Наблюдения на Южном и Среднем Урале (Плюснин, 1964) показали,
что поверхности кливажа (сланцеватости) образуют не только вееро-
образные пучки, которые расходятся вверх или вниз не замыкаясь
и не пересекаясь, но и крупные (до 500 X 25 — 30 км) «клива ж-
антиклинали» (Schieferungsgewolbe по Шредеру), существова-
ние которых доказывается наличием периклинальных замыканий по-
верхностей сланцеватости. Углы наклонов сланцеватости на сводах
кливажантиклиналей составляют от 0 до 15° и на их крыльях (псев-
домоноклипали) достигают 30—50° и более. Описаны системы
кливажа, секущие все отложения от рифея до верхнего визе, перекры-
тые некливажированными базальными конгломератами московского
яруса. Хотя вдоль осевых линий кливажантиклиналей «выходят в целом
более древние толщи», «кливажантиклинали» по своим контурам не сов-
падают со «стратоантиклиналям и», образованными слои-
стыми толщами. Кливажантиклинали не разделяются соответству-
ющими им синклинальными формами; в зонах же их стыка наблюдается
крутопадающая веерообразная сланцеватость. Устанавливается несо-
гласное наложение этой позднепалеозойской системы сланцеватости
на более древнюю (кембрийскую) систему. При этом поверхность кем-
брийского кливажа и все элементы связанных с ним складок были смяты
в новые изоклинальные складки совершенно другого направления
(«перемятые складки», «replisse», «fold refolded»). Интересно заключение
К. П. Плюснина, что «кливажантиклинали» формировались во время
главных фаз дислокаций и метаморфизма. К их ядрам приурочены
массивы грапитоидов, согласно обтекаемые поверхностями рассланце-
вания.
Следующей разновидностью складок сланцеватости являются
гнейсовые купола или массивы.
199
Такие гнейсовые купола были детально описаны Е. В. Павловским
(1965) на примере Пиренеев, где в пределах осевой и северопиренейской
зон отдельные участки в поле развития складчатого палеозоя и докем-
брия сложены гнейсами. «Гнейсовые массивы окаймлены . . . кон-
центрическими зонами кристаллических сланцев, распадающимися
по степени прогрессивного метаморфизма на ряд концентрических
полос» вплоть до зоны хлоритовых сланцев во внешнем концентре. От
нее к центрам массивов следуют: зона биотита, зона андалузита, силли-
манита и мусковита, ядро двуслюдистых и других иногда гиперстено-
вых гнейсов. Верхний фронт гнейсификации в разных массивах лежит
на разных стратиграфических уровнях (докембрий — ордовик); в пре-
делах одного и того же массива стратиграфический уровень гнейсифи-
кации в центре выше, а на периферии — ниже. Интересной особенно-
стью является залегание гнейсов некоторых массивов на менее ме-
таморфизованных породах, для объяснения чего выдвигается идея
«селективного метаморфизма отдельных компонентов разреза мощной
геосинклинальной серии; обладавших первичным составом, особо бла-
гоприятным для метаморфизма» (стр. 49).
Е. В. Павловский описывает также в Пиренеях крупную коробча-
тую антиклиналь кембро-ордовика с крутыми флексурообразными
крыльями и почти плоским широким сводом, осложненным пологой
волнистостью. Здесь изограды, оконтуривающие зоны прогрессивного
метаморфизма, очерчивают поля, в которых метаморфизованы породы
вплоть до девона, т. е. устанавливается очень высокое положение фрон-
та метаморфизма. «Поверхности изоград произвольно секут стратигра-
фические границы под крутыми углами» (стр. 61). Тепловой поток здесь
создал четыре зоны метаморфизма; подсчитано, что во время метамор-
фического процесса геотермический градиент был 15° на 100 м. Этот
процесс протекал вне прямой зависимости от складкообразования;
изограды резко не совпадают со стратиграфическими поверхностями
и элементами структуры сложной коробчатой антиклинали.
«Термальные антиклинал и», обрисовываемые изо-
градами, не совпадающими со стратиграфическими границами, описаны
В. Н. Кеннеди в Шотландии (Хорева, 1966). Образование термальной
антиклинали определяется не поверхностной геологической структу-
рой, а подъемом магмы, создающей геотермическую аномалию.
Гнейсовые купола описаны С. В. Чесноковым (1966) в пределах
Восточно-Уральского антиклинория; ядро Лоринского купола здесь
сложено гранито-гнейсами и облекается гнейсово-амфиболитовой тол-
щей (внутренняя оболочка) и сланцево-кварцитовой толщей, смятой
в крутостоящие линейные складки (внешняя оболочка). Как указывает
С. В. Чесноков, образование гнейсовых куполов в Пиренеях и на Урале
представляет результат «нормального развития интенсивной геосин-
клинальной складчатости и регионального метаморфизма».
А. А. Сорский (1962) полагает, что гранито-гнейсовые купола
представляют одну из характерных особенностей тектоники централь-
ной и западной частей мегантиклинория Большого Кавказа. С развитием
этих куполов связано формирование линейной складчатости в ядре
мегантиклинория. Зональное строение «гранито-метаморфического ос-
нования Главного хребта», отвечающее последовательности стратигра-
206
фических серий и их составу, описывается М. Л. Семиным (1965).
Зоны погружения Главного хребта оказываются не гранитными, а об-
ласти поднятия наиболее насыщены гранитоидами, в основном форми-
ровавшимися на месте в толщах пород благоприятного состава.
Так называемые окаймленные гнейсовые купола
описаны в Юго-Восточном Забайкалье (Синица, 1965). Так, Цаган-Олу-
евский купол, ранее считавшийся эталоном юрского синорогенного
плутона, как выяснилось, имеет ядро, образованное палеозойскими
гранитоидами, превращенное в гнейсы с четкой сланцеватостью. Ядро
облекается песчано-конгломератовыми слоями нижней — средней юры.
Юрские отложения в прилегающей к гнейсовому ядру полосе шириной
2—5 км рассланцованы и перекристаллизованы с новообразованиями
кварца, олигоклаза, граната, амфибола и других минералов. «Сланце-
ватость гнейсового ядра и кристаллических сланцев обрамления рас-
полагается примерно параллельно пологозалегающему своду купола,
но местами . . . пересекает контакт, вырисовывая очертания ослож-
няющих главный купол второстепенных вздутий и котловин . . .,
сложные изгибы сланцеватости характерны для мигматизиро ванных
разностей сланцев и гнейсов» (Синица, 1965, стр. 919). Парагенезисы
минералов и пластичность тектонических форм свидетельствуют о про-
греве до 500—675° С. Наиболее широко гнейсовые и гранито-гнейсовые
купола распространены в метаморфических комплексах раннего до-
кембрия, слагающих фундамент древних платформ. Здесь они
часто составляют основу «нуклеарной» структуры древнейших
толщ.
Образование кливажаптиклиналей и гнейсовых куполов связано
с вторичной сланцеватостью, возникающей при процессах динамомета-
морфизма и термального метаморфизма. Иную природу имеют ш л и-
ровые купола и шлиров ые своды, образуемые первич-
ными слоистыми структурами течения в застывающих интрузивных
массивах (Болк, 1946).
СКЛАДКИ, СВЯЗАННЫЕ С МИГМАТИЗАЦИЕЙ
Формирование таких складок рассмотрено М. Д. Крыловой (1960)
на примере архейских отложений Алданского щита. Селективное плавле-
ние в метаморфических толщах создает физическую неоднородность
среды, что благоприятствует образованию складчатости. В частности,
насыщение пород расплавом увеличивает их пластичность. Различаются
пять стадий мигматизации: 1) начальная стадия, когда резко
выражена неоднородность физического состояния пород; развивается
складчатость изгиба и скольжения; 2) прогрессивная ста-
дия, когда при появлении селективных расплавов и возрастании
общей пластичности пород возникают складки волочения и скольже-
ния, происходит агматитообразование, образуются струк-
туры будинажа блокового, а затем линзового типа. Смещения вдоль
трещин одновременны со складчатостью; 3) кульминацион-
ная стадия (насыщение расплавом, общее течение и реоморфизм)
характеризуется складчатостью течения с элементами диапиризма,
а также будинажем с заполнением межбудинного пространства гней-
сами; 4) регрессивная стадия, при которой условия
20L
приближаются к условиям начальной стадии. Происходит складча-
тость волочения и скольжения; 5) конечная стадия харак-
теризуется консолидацией материала, милонитизацией и брекчиро-
ванием.
В течение каждой стадии стиль складчатости в породах различного
состава (гнейсы, кварциты, карбонаты и т. д.) различен. Так, наименее
пластичными оказываются кристаллические сланцы основного состава:
в них, за исключением кульминационной стадии, преобладают блоковые
дислокации.
СКЛАДКИ ПЛАТФОРМЕННОГО ТИПА
ОСНОВНЫЕ РАЗНОВИДНОСТИ И ОБЩАЯ
ХАРАКТЕРИСТИКА
Кроме складок рассмотренных выше типов, в частности линейных
и брахиформных складок различной формы в разрезе, блоковых и при-
разломных складок, обычно группирующихся в пределах интенсивно
дислоцированных складчатых зон, в устойчивых областях (платформах)
распространены складки особого типа — весьма плоские, обычно с не-
значительными (минуты, первые градусы) углами наклона крыльев.
Такие складки, устанавливающиеся лишь при картировании или путем
геодезических измерений, на первых порах изучения платформ часто
не принимались во внимание, а некоторые исследователи их считали
складками облекания «нетектонического происхождения». Однако ши-
рокое развертывание нефтепоисковых работ на Русской платформе,
начиная с 30-х годов, а на Западно-Сибирской и Туранской плитах —
с конца 40-х годов, показало необходимость их выделения и внима-
тельного изучения, поскольку с ними оказались связанными крупные
нефтяные и газовые месторождения. Эти весьма пологие складки обла-
дают рядом специфических особенностей и должны быть выделены
в особый тип складчатости — складки платформенного
т и п а.
В платформенных областях, преимущественно в их окраинных
частях или отдельных нарушенных зонах, известны также линейные
складки со значительными наклонами крыльев (несколько десятков
градусов), а также разнообразные блоковые и приразломные складки.
Поэтому понятие «складки платформенного типа» отнюдь не охваты-
вает все складки, встречающиеся на платформах, а отвечает лишь
определенному типу складок, представители которого могут быть встре-
чены также в подвижных (геосинклинальных) областях, где они могут
быть заметны в пределах относительно стабильных участков, покров-
ных образований массивов, межгорных впадинах и т. д. Складки плат-
форменного типа отличаются обычно весьма пологими крыльями, они
очень часто резко асимметричны, причем крутые крылья носят характер
флексур. Наиболее значительные платформенные складки прослежи-
ваются на расстоянии многих десятков и даже сотен километров; они
имеют вытянутую форму и называются валами (например, на
Русской платформе Окско-Цнинский вал, Вятский вал, Большеки-
нельский вал, Сухонский вал и т. д.) или полосами подня-
тия (например, Сурско-Мокшинская и Керенско-Чембарская полосы
поднятий).
202 -------------------------------------------------------
Все о геологии
http://geo.web.ru/
В пределах молодых платформенных чехлов выделяются меганти-
клинали, мегасинклинали и их системы (Гаредкий, Шлезингер, Яншин,
1965). Мегантиклиналь — это крупная (длина 100—300 км,
ширина — первые десятки километров) антиклиналь в чехле, часто
осложненная вторичными структурными формами и совпадающая
в плане с поднятием фундамента (например, Каратауская меганти-
клиналь на Мангышлаке). Мегасинклиналь — гомолог мег-
антиклинали. Как считают Р. Г. Гарецкий и его соавторы, мегантикли-
нали отличаются от валов по морфологии и генезису. Валы лишь их
осложняют. Валы упрощаются, а мегантиклинали усложняются при
переходе от молодых к более древним слоям.
Валам или полосам поднятия подчинены осложняющие их меньшие
платформенные складки типа куполов и брахиантиклиналей сравни-
тельно небольших размеров. Такого рода складки в геологической лите-
ратуре именуются куполами, вздутиями, локальны-
ми структурами. Форма этих складок в плане может быть раз-
личной; они могут располагаться также и вне валов.
Валы Среднего Поволжья и Заволжья, как отмечает Н. Н. Форш
(1953), асимметричны; их крутые крылья, прослеживаемые на многие
десятки и сотни километров, характеризуются высотами 100—200 м
и падением слоев под углом 15—20° и более; высота крутых крыльев
таких валов в несколько раз превышает высоту пологих крыльев,
а также поднятий, располагающихся в своде вала. Крутое крыло
является ведущей тектонической формой, а куполовидные поднятия —
сопутствующими и подчиненными.
Н. С. Шатский (1945) назвал платформенные антиклинали «п л ак-
ант и к л и н а л я м и» и сформулировал их следующие диагно-
стические признаки:
1) складки обычно асимметричны, падение на пологих крыльях
измеряется минутами, на крутых крыльях — градусами, а иногда
десятками градусов (до 45—75°);
2) форма складок в плане весьма различна;
3) складки располагаются то спорадически в виде одиноких под-
нятий, то образуют вытянутые ряды (например, Камский, Доно-Мед-
ведицкий, Вятский валы и др.), но не слагают таких параллельных
рядов, какие характерны для линейных складок в геосинклинальных
областях;
4) антиклинальные формы не сопровождаются сопряженными с ни-
ми синклинальными формами (этот признак впоследствии не подтвер-
дился как обязательный для плакантиклиналей; мы знаем ряд хорошо
изученных примеров, когда платформенная антиклинальная складка
сопряжена с равновеликой ей и одновозрастной с ней синклиналью);
5) в разрезе платформенных складок наблюдается последователь-
ное увеличение падения пластов в крыльях сверху вниз, от молодых
к более древним породам.
Последний признак указывает на то, что платформенные складки
растут постепенно по мере накопления осадков.
Вслед за Н. С. Шатским многими исследователями уточнялись
характеристики платформенных складок применительно к различным
платформенным областям. В восточной части Русской платформы
203
такие исследования проводились Л. Н. Розановым (1948, 1954). Им
было подтверждено, что для большинства складок характерны при-
знаки (распределения мощностей, литологического состава и углов
падения), указывающие на конседпментационное развитие, однако ука-
заны случаи выполаживания и упрощения складок с глубиной, что
было объяснено как результат наложения движений различного знака.
Л. Н. Розанов обратил внимание на роль поверхностей размыва в слож-
ной структуре складок. Им отмечен случай, когда поверхности размыва
полностью повторяют структуру нижележащей толщи (Садки, Бугурус-
ланского района) или образуют более пологий (Пилюгино) или же
более крутой (Муханово) изгиб по сравнению с этой структурой.
Л. Н. Розанов исследовал также роль облеканий в формировании плат-
форменных складок. Облекания связаны с древними поверхностями
размыва, но не имеют решающего значения в формировании складок.
В частности, в своде Костычевского поднятия эрозионная депрессия
в каменноугольных отложениях заполняется юрскими отложениями,
нижние горизонты которых облекают эрозионную впадину, образуя
прогиб, который быстро нивелируется вышележащими горизонтами
юры. Эти горизонты, так же как и горизонты карбона, образуют купо-
ловидную складку. Такие же явления облекания древнего рельефа
с постепенным «залечиванием» его отмечены на Булдыре в нижнем
карбоне и в ряде других мест. Особенно важно отметить облекание
рельефа кристаллического основания нижними горизонтами девона;
при этом залегание верхних горизонтов девона оказывается не соот-
ветствующим залеганию нижних его горизонтов.
Для Западно-Сибирской плиты особенности платформенных скла-
док были исследованы Ф. Г. Гурари (1957), которым также подтвер-
ждены характерные признаки, указывающие на постепенный рост
большинства складок (уменьшение мощности к сводам, местные пере-
рывы на складках); однако существуют складки с постоянными мощно-
стями и даже с увеличением мощностей на своде. Большинство складок
приурочено к валам. Такие системы складок обычно имеют кулисное
расположение. Весьма характерным признаком платформенных скла-
док Западно-Сибирской и Туранской плит является наличие в их ядрах
выступов палеозойского фундамента.
КЛАССИФИКАЦИИ СКЛАДОК ПЛАТФОРМЕННОГО ТИПА
Складки платформенного типа весьма разнообразны и многочи-
сленны. В пределах отдельных платформенных впадин (синеклиз)
выделяется по нескольку сотен складок. Так как складки предста-
вляют собой объекты для поисков и разработки нефтяных и газовых
залежей, их классификация приобретает важный практический смысл.
Классификации, которые можно проводить по разным признакам,
позволяют выделять классы складок, отличающихся по условиям
проведения разведочных работ и по перспективам нефтегазонос-
ности.
На разнообразие платформенных складок в 1945 г. обратил вни-
мание Н. С. Шатский, впервые выделивший типы платформенных
складок по их форме.
204
Жигулевский тип — крупные формы, которые в плане
(по структурным картам) имеют вид капли. Утолщенный конец их
представляет более или менее правильное периклинальное окончание.
При этом расширенные периклинальные окончания лежат всегда в опу-
щенной части крыльев синеклиз. Формы эти представляют собой
поперечные осложнения крутых крыльев синеклиз. Антиклиналям
жигулевского типа свойственно асимметричное строение, иногда очень
резко выраженное, например в Жигулевской и Окско-Цнинской анти-
клиналях.
Туймази некий тип — асимметричные складки, «име-
ющие, в общем, брахиантиклинальные очертания, иногда несколько
угловатые, но с хорошо выраженными, хотя часто неодинаково разви-
тыми периклинальными окончаниями. Формы эти обычно крупные;
они нередко располагаются цепочкой одна за другой, образуя ряд плак-
антиклиналей, сливающихся в вытянутый «вал». Примерами этих
форм являются Туймазинская плакантиклиналь, Северо-Камская, По-
лазненская и др.» (стр. 298).
Саратовский тип — складки угловатых, коробчатых не-
правильных очертаний. Крылья крутые, часто флексурообразные,
своды — широкие, плоские. Примерами могут служить Саратовские
дислокации, Доно-Медведицкий вал.
Бугурусланский тип — флексурообразные складки, вы-
тянутые по простиранию крыльев синеклиз и прослеживающиеся
на большие расстояния. Углы падения крутых крыльев очень неболь-
шие; пологие крылья выражены весьма слабо, часто отсутствуют
(например, Бугуруслан).
Щитовидные поднятия — симметричные или слегка
асимметричные слабо выраженные поднятия малой амплитуды, име-
ющие расплывчатую, не ясно ограниченную форму. В отличие от дру-
гих типов платформенных антиклиналей тектоническая природа щито-
видных поднятий недостаточно определена. «Вероятно, некоторые из
наиболее плоских и неправильно очерченных возникли в результате
не движения, а неравномерного накопления осадков на дне палеозой-
ских и мезозойских морских бассейнов и «плащеобразного» отложения
пород на поверхностях морского дна» (Шатский, 1945, стр. 299).
В зависимости от соотношений форм платформенных складок по раз-
личным горизонтам чехла В. Д. Наливкин (1962, 1965) выделил:
1) сквозные складки (ранее — отраженные), имеющие зам-
кнутые контуры по всем горизонтам, 2) погребенные, теряющие
замкнутую форму в верхних горизонтах, 3) н а в е ш е н н ы е, теря-
ющие замкнутую форму в нижних горизонтах, и 4) дисгармо-
ничные, теряющие замкнутую форму в верхних и нижних гори-
зонтах или имеющие более сложное соотношение планов.
С. П. Козленко (1956) для классификации платформенных складок
использовал другой признак — их возраст и выделил (для Саратов-
ского района Русской платформы): девонские, верхнепалеозойские
и верхнемезозойские складки.
По аналогичному признаку Ф. Г. Гурари (1957) на Западно-Си-
бирской плите выделяет складки, прослеживаемые только в низах
мезозоя, но не выраженные в вышележащих толщах, складки, проеле-
------------------------------------------------------- 2С5
живаемые в юре и мелу, и складки, прослеживаемые также в третичной
толще.
И. И. Нестеров (1964) для классификации платформенных складок
по возрасту (точнее по относительному приросту их высоты, опреде-
ляемому по поверхности фундамента для различных последовательных
этапов их развития) предложил использовать треугольную диаграмму,
на которую наносился (в %) относительный рост складок в течение
юрского (Ах), нижнемелового (А2) и посленижнемелового (А3) этапов
(рис. 58). Каждая складка (всего их 81) на диаграмме представлена
точкой. Группирование точек позволило выделить семь классов скла-
док: 1) юрский (Ат^> 50%), 2) нижнемеловой (А2>> 50%), 3) тгосле-
нижнемеловой (А32> 50%), 4) юрско-нижнемеловой (Ах = 25—50%,
А2 = 25-50%, А3 <25%) и т. д.
СИСТЕМЫ СКЛАДОК
Складки группируются в системы. Обычным является примерно
параллельное расположение складок в плане, что часто говорит об
их генетическом единстве, об общности Движения материала при фор-
100 % Cr, /00%Crz+Pg*Ng+Q
Рис. 58. Классификация платформенных складок. По И. И. Нестерову
(1964)
Классы складок: I — юрский, II — нижнемеловой, III — посленижнемеловой,
IV — юрско-нижнемеловой, V — юрско-посленижнемеловой, VI — мел-палеоген-неоге-
новый, VII — юрско-мел-палеоген-неогеновый. Залитые точки — складки
206
мировании складок. Однако не менее обычным является непараллель-
ное расположение складок, в частности их расхождения, называемые
виргациями.
С. С. Шульц (1948) различает три рода виргаций. Виргации
первого рода заключаются в том. что несколько примерно
параллельных складок при движении по простиранию в обе стороны
расходятся, отдаляясь друт от друга; виргации второго
рода заключаются, наоборот, в схождении складок при движении
по простиранию в обе стороны; наконец, виргации третьего
рода представляют собой диагональные перемычки, наискось про-
тягивающиеся через миндалевидные синклинальные впадины. Для
областей погружения горных хребтов, в частности для юго-восточного
погружения Кавказа, характерны сложные системы расположения
складок в плане, сопровождающиеся ветвлением осевых линий и об-
разованием кольцеобразных и крючкообразных поворотов.
Накопление новых данных о расположении складок в подвижных
областях показывает, что наряду с виргациями, описанными в класси-
ческих работах Э. Зюсса и Э. Аргана, широко распространены угловые
повороты складок и их перекрестные сочетания.
Классификация сочленений с учетом перекрестных сочетаний
складок разработана В. А. Токаревым (1956) на основе геологи-
ческих исследований в районах Арктики. Им выделяются следующие
типы сочленений:
I. Стыки одновозрастных складок в одном
этаже: а) плавный поворот линейных складок (линейные складки
одного возраста, расположенные в одном структурном этаже, подходя
друг к другу постепенно, меняют свое направление на новое. Смена
происходит путем погружения линейных складок одного направления
и смены их другими по простиранию. Новые складки располагаются
кулисообразно к первым и имеют несколько повернутое положение);
б) виргация под острым углом (такие же складки, подходя друг к друту
под углом, образуют расхождение — виргацию; расположение скла-
док— фрагментов кулисообразное, несколько повернутое); в) перекре-
щивающиеся складки (одновозрастные складки в одном структурном
этаже на стыках меняют свое направление путем образования перекре-
щивающихся складок. При этом, по мере продвижения от района пре-
обладания одного главного направления к другому, сначала у складок
первого направления появляются перегибы шарниров, затем появляют-
ся отдельные складки второго направления, далее последние начинают
преобладать и, наконец, занимают все пространство).
II. Стыки разновозрастных складок в раз-
ных этажах: а) схождение под острым углом в одно направление
(линейные складки подходят друг к другу под острым углом и вли-
ваются в одном главном направлении; они в основном связаны от-
даленной исторической связью, по которой более молодые складки
обычно наследуют направление более древних); б) секущие стыки (зона
более молодой складчатости захватывает и отчасти перерабатывает
краевые участки более древней).
III. Стыки разновозрастных складок в одном этаже (очень редкие
случаи смыкания складок разного возраста в одном структурном этаже).
207
Рассмотрение системы линейных параллельных или почти парал-
лельных складок в поперечном разрезе дает возможность выяснить
закономерности наклонов их осевых поверхностей. Таким путем вы-
деляются системы складок, характеризующиеся однообразным накло-
ном осевых поверхностей. Если зона, образованная системой складок,
наклоненных в одну сторону, сменяется зоной, образованной системой
складок, наклоненных в противоположную сторону, то образуется веер
складок, который В. В. Белоусов (1948) называет «п у ч к о м». Линии,
разделяющие участки с противоположным наклоном складок, согласно
терминологии этого автора именуются «осями складчатых пуч-
к о в». Наклон складок от оси складчатого пучка образует «прямой
веерообразный пучо к», а наклон складок к оси складчатого
пучка навстречу друг к другу образует «обратный веерооб-
разный пучо к».
М. А. Усовым (1940) было предложено выделять группы па-
раллельных складок, кулисообразных скла-
док, гирлянды, виргации и миндалевидные
пучки. Образование виргаций, миндалевидных пучков и гирлянд
М. А. Усов связывает с существованием жестких масс и упоров, оказы-
вающих внешнее механическое воздействие на осадочную толщу, в ко-
торой формируются складки. Роль жестких упоров являлась опреде-
ляющим моментом в классификациях некоторых систем складок Шта-
уба (изгиб, сцепление, виргации, скучивание)
и Аргана (простые и двойные, «свободные» и «вы-
нужденные» виргации). Представление об определяющем
значении внешних воздействий на формирование складчатости хорошо
отражено в понятии «рамы складчатост и», развившемся
в работах ряда западноевропейских геологов (Э. Зюсс, Э. Арган,
Г. Штилле, Кобер и др.); под названием «рамы складчато-
с т и» понимается система жестких областей и упоров, воздействие
которых на пластичные зоны определяло направления складок.
При рассмотрении систем складок удобно использовать введенное
ранее понятие зеркала складок. Зеркало складок может быть
горизонтальным, наклонным, выпуклым (в случае антиклинориев
и сходных с ними систем складок) и вогнутым, а также иметь более
сложную форму. Под структурным уровнем А. А. Сор-
ский (1962) понимает то или иное гипсометрическое положение
зеркала определенного типа складок. Например, на различных
участках сложного складчатого сооружения зеркало складок мо-
жет образовывать несколько ступеней на различных гипсометрических
уровнях.
Антиклинорием называется выпуклый пучок складок (по
Ван-Хайзу) или же крупная антиклиналь, состоящая из большого
количества складок меньших размеров (Биллингс, 1949). М ег ан-
тиклинорием (также антиклинорием первого по-
рядка или комплексным антиклинорием) назы-
вают сложную складчатую форму, объединяющую группу антиклино-
риев низшего порядка, например Урал, Большой Кавказ и др. (Хайн,
1954). Антиклинории и мегантиклинории можно рассматривать как
крупные сложного строения антиклинали. Иногда, впрочем, термину
208
антиклинорий придается генетический смысл. Например, указывается,,
что антиклинорий представляет складчатую форму, развившуюся из.
геосинклинали (Штрейс, 1947), или же он может возникнуть из гео-
антиклинали (необращенный антиклинорий) и из
геосинклинали (обращенный антиклинорий) (Белоусов,
1954). В таком случае антиклинорий выступает как историко-генетиче-
ское понятие, характеризующее определенную стадию развития гео-
антиклинали или геосинклинали. В нашем изложении термину анти-
клинорий, а также сопряженному с ним термину синклинорий при-
дается чисто морфологический смысл. По расположению осевых по-
верхностей складок, осложняющих (или составляющих) антиклинорий,
различают нормальные (веерообразные, расходя-
щиеся) антиклинории, у которых осевые поверхности складок
сближаются книзу, и аномальные (ненормальные,
крышеобразные, обратновеерообразные) анти-
клинории со сближением осевых поверхностей складок кверху.
В. Е. Хайн (1954), кроме того, предлагает различать односклон-
ные антиклинории при наклоне осевых поверхностей ослож-
няющих складок в одну сторону.
Синклинорием называется вогнутый пучок складок. По-
добно антиклинориям, среди синклинориев различают м е г а с и н-
клинории, необращенные и обращенные (в ге-
нетическом смысле), нормальные (обратновеерообраз-
ные) и аномальные (веерообразные со сближением
осевых поверхностей складок книзу), а также одно склонные
с и н к л и н о р и и.
Моноклинорием В. Е. Хайн (1954) предлагает называть
группу складок, зеркало которых последовательно погружается в одном
направлении и воздымается в другом, например на северном склоне
Большого Кавказа и на западном склоне Урала.
Антиклинории, синклинории и моноклинории являются элемен-
тами более крупных складчатых сооружений; они отличаются формой
зеркала складчатости, в первом случае оно выпуклое, во втором —
вогнутое, в третьем — наклонное.
Складчатые сооружения, которые обладают горизонтальным зер-
калом складчатости, В. Е. Хайн (1964) предложил называть а к л и-
норными.
Вряд ли удачен появившийся в последние годы для обозначения
систем гряд и прогибов (антиклиналей — валов и синклиналей — рвов)
на платформах гибридный термин «валорий». Окончание всего этого
семейства терминов — «орий» происходит от греческого «орос» — гора.
По этой причине термины с таким окончанием следует применять только
для складчатых (горных) сооружений. Кроме того, этот термин недо-
пустим как гибридный.
В. И. Шевченко (1962) на основании исследований в Осетии вводит
понятие структурных ступеней — участков с горизон-
тальным или полого наклонным зеркалом складчатости. На изученном
В. И. Шевченко участке структурные ступени сочленяются «крупными
флексурами» (моноклиналями, осложняющимися мелкими складками).
Системы коробчатых складок, осложняющих горизонтальные ступени,
14 Заказ 206. -------------------------------- 209
В. И. Шевченко называет клавиатурой коробчатых
складок, а системы ступенчатых складок, осложняющих наклон-
ные ступени, — лестницей ступенчатых складок.
Крупные сочетания складок и складчатых систем образуют склад-
чатые сооружения. В. Е. Хайн (1964) предложил их класси-
фикацию, близкую к схеме Г. Штилле (1924, 1964), выделившего
покровные, складчатые, сбросово-складча-
тые и глыбовые горы.
Термин «складчатое сооружение» обозначает не только сложную
систему складок. В историко-геологическом аспекте он употребляется
часто для обозначения геосинклинальной системы или геосинклиналь-
ной области.
Резюмируя сказанное, отметим, что к системам складок относят:
а) параллельные и различные расходящиеся (виргирующие) системы,
гирлянды и т. д., выделяемые при рассмотрении расположения скла-
док в плане на больших территориях; б) различные перекрещиваю-
щиеся системы складок.. Как те, так и другие тесно связаны с разломами.
Так, некоторые виргации совпадают со «структурами конского хвоста»;
перекрещивающиеся системы складок обычно являются отражением
перекрещивающихся систем разломов; в) сложные структурные формы,
объединяющие складки высших порядков (антиклинории и т. д.);
г) складчатые сооружения, представляющие крупные сочетания склад-
чатых систем. Выделение систем складок, а в особенности складчатых
сооружений, имеет большое значение для тектонического райониро-
вания и выяснения закономерностей размещения полезных иско-
паемых.
РАЗМЕЩЕНИЕ СКЛАДОК И ИХ СВЯЗЬ С ВМЕЩАЮЩИМИ
СТРУКТУРНЫМИ ФОРМАМИ И СТРОЕНИЕМ
ФУНДАМЕНТА
Еще Э. Арган (1935) выделил покровные и г л у б и и н ы е
с к л а д к и (plis de couverture, plis de fonde). «Складчатость покро-
вов надевает только тонкую пленку осадков или эффузивных пород
и не может в лучшем случае спуститься ниже большого основного не-
согласия». Короче говоря, складки покрова — зто дисгармоничные
складки, не распространяющиеся в фундамент. Их примером могут
служить складки чехла древних платформ, зависящие от движения
фундамента, но не распространяющиеся в него. Так, приразломные
п прифлексурные складки определяются движениями блоков фунда-
мента, но не распространяются в него. К этому же типу относятся мно-
гие складки в геосинклинальных складчатых областях, где широко
развиты покровы скалывания и где в узких прогибах над опущенными
блоками формируется сжатая, часто изоклинальная складчатость,
не распространяющаяся, конечно, на крупные блоки или глыбы, пере-
мещениями которых обусловливается существование самого вмещаю-
щего эту складчатость прогиба. М. В. Гзовский (1962) покровные складки
Э. Аргана называет внутр и покровным и, относя к ним
складки нагнетания, которые будут рассмотрены в связи с вопросами
механизма складкообразования, приразрывные, дилатационные и ано-
210
мально плотностные, упоминаемые ниже — в главе об инъективных
дислокациях. Э. Арган отмечал, что «плоскости, делящие осадочный
покров на этажи, различно относящиеся к деформации, реагируют как
слои, играющие роль смазки и допускающие горизонтальные скольже-
ния, и этим облегчают складчатость. Реже скольжение сопровождается
отставанием всего покрова, который в этом случае скользит прямо
по старому остову. Деформации этого рода могут также происходить,
когда обширное пространство старого остова подвергается укорачи-
ванию даже очень незначительных толщ под покровом, принужденным
в результате местами сморщиваться» (стр. 46—47).
Глубинные складки, по Э. Аргану, обладают большим радиусом,
внушительным тоннажем, «который может превзойти вес самых боль-
ших геосинклинальных цепей» (стр. 47) и огромной энергией образо-
вания. Они возникают в старом основании й к их формам приспосаб-
ливается в главных чертах лежащий на нем покров. Таким образом,
в работе Э. Аргана подчеркивается зависимость складок покровов
от движений фундамента и крупных вмещающих глубинных складок.
По накопившимся к настоящему времени данным пространственную
связь складок и их систем с фундаментом и вмещающими крупными
структурными формами можно проследить на многих примерах, каса-
ющихся геосинклинальных и платформенных областей.
ГЕОСИПКЛИНАЛЬНЫЕ ОБЛАСТИ
Складчатая структура в подвижных областях (складчатых, гео-
спнклинальных), расчлененных на крупные ясно выраженные, т. е.
достаточно глубокие (высокие) и узкие поднятия и прогибы, обычно
отчетливо связана со строением и развитием этих крупных форм, кото-
рым складчатая структура подчинена. Поэтому огромное разнообразие
крупных вмещающих структурных форм и их сочетаний обусловливает
весьма большое разнообразие в проявлении складчатости.
Складчатость геосинклинальных областей крайне многообразна
и каждый отдельный случай требует конкретного исследования. В этом
смысле очень показательны краевые прогибы, являющиеся в большин-
стве своем линейными асимметричными синклинальными формами
с внешним платформенным крылом и внутренним крылом, примыка-
ющим к складчатой зоне. В соответствии с такой асимметрией стоит
и распределение складчатости в краевых прогибах. На платформенных
крыльях обычно развиты куполовидные, расплывчатые по очертаниям
или коробчатые складки, приближающиеся по типу к платформенным
складкам, а внутренние крылья осложнены линейными, часто весьма
сжатыми складками. В первом случае сказывается близость жесткого
платформенного основания, на котором развивается внешнее крыло
прогиба, во втором случае — большая глубина заполняемой рыхлыми
осадками впадины, их относительная пластичность, возможность их
некоторого сдавливания со стороны прилежащего антиклинория, бла-
гоприятные условия для развития гравитационного тектогенеза и т. д.
Предкарпатский прогиб, например, разделяется на внешнюю
(платформенную) и внутреннюю (геосинклинальную) зоны. Внешняя
зона — неглубокая и выполнена всего 1,2—2-километровой толщей
миоценовых осадков, покоящихся на платформенном основании; здесь
14*
211
развиты пологие мульды и купола расплывчатых очертаний высотой
200—400 м. Внутренняя зона выполнена значительно более мощной
толщей миоцена, которая в низах содержит соляные пласты и подсти-
лается флишевыми толщами палеогена. Естественно, что внутренняя
зона обладает значительно большей пластичностью, поэтому здесь
развита интенсивная линейная складчатость, причем складки опроки-
нуты в сторону внешней зоны и осложнены надвигами. Внешняя и внут-
ренняя зоны не переходят друг в друга плавно, а резко разграничены
крупным разломом; в соответствии с этим вдоль линии сочленения
внешней и внутренней зон местами происходит надвигание складок
внутренней зоны на купола внешней зоны. Как указывает А. А. Бог-
данов, здесь осуществляется сопряжение различных по стилю тектони-
ческих нарушений, сложенных одинаковыми по составу пород и воз-
расту свитами.
Асимметричное распределение складчатости наблюдается и в Пред-
уральском прогибе, где выделяется ряд зон (Трофимук, 1950): 1) вос-
точная зона, примыкающая к горному Уралу, характеризующаяся
интенсивными пликативными и дизъюнктивными дислокациями; здесь
развиты линейные складки с ядрами из артинских и каменноугольных
пород с углами наклона крыльев до 50°, с более крутыми западными
крыльями; 2) Карлинско-Кинзебулатовская зона, характеризующаяся
коробчатыми складками с плоскими сводами и крутыми крыльями;
3) западные зоны, характеризующиеся обширными пологими брахи-
антиклиналями.
Во многих других краевых прогибах, а также внутренних впадинах,
антиклинориях и синклинориях можно проследить зависимость в раз-
витии складчатости от особенностей вмещающих структурных форм.
Большую роль в распределении складчатости играют глубинные раз-
ломы, как это, в частности, было показано Н. П. Херасковым (1948)
на примере шовных антиклиналей.
В формировании складок внутренних крыльев краевых прогибов,
а также внутренних межгорных впадин складчатой системы значи-
тельную роль в ряде случаев играли разломы в складчатом основании.
Особенно четко это прослеживается в Венском бассейне (Варенцов,
1948). Существует мнение, что заложение складок Апшеронского полу-
острова также определено разломами в нижележащих слоях (Горин,
1947). Близкие представления высказывались в отношении происхо-
ждения складок Ферганской котловины, Минусинской впадины и не-
которых других прогибов.
С крупными структурными формами подвижных областей, так же
как с краевыми прогибами, связаны складки не какого-нибудь одного
типа, а складки разных типов и разного генезиса. Многообразие типов
складок, развившихся в пределах одного геосинклинального прогиба,
было хорошо показано Н. А. Штрейсом (1951) при рассмотрении струк-
туры зеленокаменного синклинория Урала. Здесь им было выделено
пять групп складок:
Первая группа — линейные, крупные, правильные антиклинали
и сопряженные с ними синклинали, являющиеся главными тектониче-
скими элементами крупных поднятий и прогибов. «Характернейшая
особенность происхождения данных складок, — пишет Н. А. Штрейс, —
212
заключается в том, что они или возникают в процессе отложения осад-
ков, т. е. обладают длительным ростом, или появляются внезапно
в течение столь короткого периода времени, что современными методами
геологического летоисчисления данный отрезок мы можем определять
лишь как мгновение или почти как мгновение» (стр. 317). Однако обе
эти разновидности первой группы складок генетически едины и отра-
жают лишь разные степени тектонических напряжений.
Вторая, группа — узкие, сжатые, крутые линейные складки,
связанные с зонами рассланцевания горных пород; зоны же рассланце-
вания располагаются в крыльях поднятий и антиклиналей первой
группы и секут самые различные и по литологическому составу и по
возрасту породы. Образование этих зон Н. А. Штрейс связывает
с недоразвившимися (из-за стесненных условий деформации) разломами.
Третья группа — опрокинутые лежачие складки, быстро развер-
тывающиеся по простиранию; они также связываются с зонами расслан-
цевания, на что указывает параллельность осей складок и плоскостей
сланцеватости, а также и другие признаки, по которым устанавливается
их тесная пространственная связь.
Четвертая группа — изометрические, овальные, брахиформные
складки, осложняющие не основные структуры зеленокаменного син-
клинория, а наложенную Турьинскую мульду — сравнительно моло-
дое и сравнительно плоское синклинальное образование. Происхожде-
ние брахискладок связывается с неравномерным опусканием отдельных
блоков фундамента наложенной мульды.
Пятая группа — мелкие пликативные дислокации небольшой ам-
плитуды, осложняющие более крупные формы.
Такой конкретный анализ позволяет выделить ряд генетических
типов складок в пределах одной крупной структурной формы.
Большое значение для понимания особенностей складкообразования
в геосинклинальных областях имеет и истолкование генезиса какого-ли-
бо одного типа складок в связи с развитием вмещающей структурной
формы. Так, например, известно, что для областей межгорных впадин
и краевых прогибов характерны системы складок, развивающихся одно-
временно с прогибанием впадины, в которых узкие гребневидные
антиклинали перемежаются с широкими плоскими синклиналями. Фор-
мирование таких систем В. В. Вебер (1935) связывает с длительностью
складкообразования, во время которого антиклинальные участки не-
однократно размывались, а мульды непрерывно заполнялись осадками,
причем мульды с их мощными осадочными толщами как бы сжимали
зажатые между ними антиклинали, ослабленные размывом и сложенные
относительно пластичными породами. Аналогичное объяснение проис-
хождения складок Терской депрессии (Грозненский район) приводил
И. О. Брод (1937). Применительно к Грозненскому участку Предкав-
казского прогиба он указывал, что во время перерыва между сарматом
и акчагылом образовались сравнительно простые антиклинальные
складки, подвергшиеся глубокому разрушению в доакчагыльское
время. На поверхность были выведены породы «неодинаковой плотно-
сти и жесткости» (стр. 7). Позднейшие тектонические движения по-раз-
ному отразились на отдельных участках складок . . . «Разрушенные
своды антиклиналей, лишенные нагрузки вышележащих пород, легко
213
поддаваясь сжатию, образовали сложные изгибы пород и рассекались
крупными продольными разрывами. Синклинали же, сохранившие
почти всю толщу осадков, явились по отношению к антиклиналям своего
рода щитами, играя немалую роль в образовании структурных форм
и в направлении дизъюнктивных дислокаций, рассекавших соседние
антиклинали» (стр. 7—8).
М. В. Муратов (1949) обращает внимание на происхождение одного
из типов складчатости, широко развитой в таврической серии Крыма
и флишевых зонах южного склона Кавказа и Карпат. Это мелкие весьма
сжатые складчатые формы, сопровождающиеся надвигами и наблю-
даемые в песчано-глинистых толщах. М. В. Муратов, следуя Н. Б. Вас-
соевичу (1940), их связывает с гравитационными явлениями, «приоб-
ретающими иногда грандиозный размах». Эта складчатость предста-
вляет результат сползания пластов и массивов горных пород по под-
водным илистым склонам с нагромождением их друг на друга. Возмож-
ность возникновения такой складчатости связана с поднятиями гео-
антиклиналей и образованием крутых подводных склонов. Следует
отметить, что складки оползания вообще чрезвычайно широко распро-
странены в морских отложениях геосинклинальных и краевых проги-
бов, где вследствие неравномерного опускания нередко возникали
значительные уклоны морского дна. В платформенных отложениях,
наоборот, складки, связанные с оползанием, сравнительно редки и при-
урочены преимущественно к флексурам.
Типы складок, выделяемых в подвижных областях, обнаруживают
зависимость от особенностей развития крупных вмещающих структур-
ных форм, наличия разломов, строения осадочных толщ и т. д. Поэтому
распределение различных типов складок тесно связано с общей струк-
турой всей области в целом. Изображение распределения типов скла-
док в какой-либо геосинклинальной области или ее части в увязке
с общей структурой этой области будет представлять собой тектониче-
ское районирование по типам складчатости. Заслуживает внимания
опыт такой работы, проведенный А. А. Сорским и И. В. Кирилловой
на примере Кавказа. На территории Кавказа ими выделено 10 зон
(рис. 59).
Наряду с районами по типам складчатости иногда выделяются
этажи складчатости, границы которых не обязательно сов-
падают со стратиграфическими границами. Так, в зоне Шахдага на
Юго-Восточном Кавказе выделяют глубокий этаж с изокли-
нальными складками, средний этаж с симметричными, иногда
коробчатыми складками и верхний этаж с крупными сравни-
тельно простыми коробчатыми складками. Стратиграфический объем
этажей непостоянен: так, глубокий этаж на западе кончается средним
лейасом, а на востоке в него попадает аален (Шолпо, 1962).
Понятие этажа складчатости, основанное исключительно на морфо-
логии складок, ни в какой степени не соответствует понятию структур-
ного этажа.
Часто в геосинклинальных областях наблюдается зависимость
складчатости от литологии смятой толщи. Так, на основании наблюде-
ний В. К. Лотиева (1953) на Большом Кавказе установлено, что чем
однороднее литологический состав смятых пластов, тем проще склад-
214
чатая структура; наоборот, в случае пестроты литологического состава
и большего количества мелких прослоев глин среди более мощных и жест-
ких пластов форма складок сложнее; они сопровождаются явлениями
кливажа, плопчатости и т. д. Так, в Центральном Кавказе известняко-
вый пояс характеризуется крупными коробчатыми складками; кливаж
здесь развит слабо. Расположенная южнее сланцевая зона образована
преимущественно породами нижней юры — песчано-глинистыми слан-
цами лейаса и доггера, в которых развиты сильно сжатые изоклиналь-
ные складки; наблюдаются значительная рассланцованность, беспоря-
дочная и закономерно ориентированная трещиноватость.
Характер складчатости определяется интенсивностью сжатия, ли-
тологическим составом, мощностью, глубиной залегания дислоциро-
ванных толщ и другими факторами.
В. В. Эз (1962) на примере Каратау показал зависимость форм скла-
док от литологического состава пород (рис. 60). Граниты с аркозами
образуют пологое просто построенное вздутие, метаморфические сланцы
низов кембрия образуют острые кливажированные складки, толща
Рис. 59. Схема тектонического районирования Кавказа по типам складчатости
1 — зона глыбово-складчатой тектоники, сложена докембрием и палеозоем, испытавшим складко-
образование в доальпийское время; в мезозое и кайнозое этот комплекс раскалывается на отдель-
ные блоки; 2—зоны интенсивно сжатой изоклинальной складчатости с резким проявлением мета-
морфизма и кливажа (сланцы нижней юры); з — зоны сжатых дисгармоничных складок с разры-
вами и надвигами чешуйчатого типа; местами кливаж и разлинзование (юрские и меловые, в ос-
новном флишевые толщи); 4 — более или менее симметричные, нередко прямые складки (Аджаро-
Триалетская система, отдельные районы Малого Кавказа); 5 — коробчатые складки с редкими
разрывами (известняки и туфогенные породы юры, мела, палеогена; Известняковый Дагестан,
Абхазия, Малый Кавказ); 6 — гребневидные складки, иногда осложненные надвигами (терри-
генные третичные породы в передовых хребтах Грозногс, третичных предгорьях Дагестана и др.);
1 — пологие складки, с небольшими углами падении (Центральное и Западное Предкавказье);
в — брахискладки, располагающиеся цепочками; 9 — зоны брахискладок, куполов и грязевого
вулканизма; 10 — крупные сводовые поднятия
215
кембро-ордовика с участием массивных песчаников образует округлые
складки без кливажа. Песчаники ордовика и девона образуют «ломаные»
складки, карбонатная толща среднего палеозоя образует сжатые склад-
ки без кливажа. Таким образом, здесь, так же как на Большом Кав-
казе, намечаются этажи складчатости.
А. В. Пейве (1956) обращает внимание на большую сложность со-
четания складчатости с разрывами в подвижных областях. Он отме-
чает, что складки подвижных областей наблюдаются обычно не в виде
полных волн, непрерывно следующих одна за другой и заполняющих
то или иное пространство, а в виде оборванных продольными разло-
мами половинок антиклиналей и синклиналей и «полуторных»
складок. Представление о том, что эти половинки являются частями
бывших ранее полных складок, А. В. Пейве считает неправильным.
Многообразие причин формирования складчатости (прогибы и под-
нятия, сжимание, роль разломов, гравитационное сползание и т. д.)
обусловливает возможность выделения многообразных их типов.
Анализ формирования складчатости не может быть подменен об-
щими правилами, которые были бы пригодны для всех или большинства
случаев. Поэтому нельзя согласиться с В. В. Белоусовым (1954),
пытавшимся сформулировать общие закономерности в распределении
геосинклинальной складчатости. Одна из этих якобы существующих
закономерностей гласит так: «складки располагаются параллельно
изолиниям мощности» (стр. 372). Действительно, в линейных прогибах
простирание складок обычно параллельно оси прогиба и потому сов-
падает с господствующим направлением изопахит. Но причина этой
параллельности лежит не в характере изменения мощностей, а в рас-
положении склонов прогиба, осложняющих его разломов, направлении
общего сжатия, в строении нижнего структурного яруса (фундамента),
наконец, в самой конфигурации прогиба. Если мы будем увязывать про-
стирание складок только с изопахитами, то мы невольно будем прене-
брегать остальными факторами и будем бессильны раскрыть все много-
Рис. 60. Различные формы складчатости в тол-
щах разного литологического состава в зоне
Главного Каратауского разлома. По В. В. Эзу
(1962)
1 — допалеозойские граниты; 2 — аркозы нижнего
кембрия; 3 — метаморфические сланцы нижнего
и среднего кембрия; 4 — песчаники, алевролиты
и филлитовидные сланцы нижнего и среднего кемб-
рия; 5 — песчаники верхнего ордовика и девона;
6 — карбонатная толща среднего палеозоя
216
образие типов складчатости. Кроме того, направление складок совер-
шенно не соответствует изолиниям мощностей в тех случаях, когда
своды складок по разным горизонтам смещаются не вкрест простиранию
их осей (например, Калинская складка на Апшеронском полуострове).
ПЛАТФОРМЕННЫЕ ОБЛАСТИ
На платформах пространственные связи складок с вмещающими
структурными формами выражены менее четко, чем в подвижных обла-
стях. Это объясняется большой расплывчатостью самих платформен-
ных поднятий и впадин, синеклиз и антеклиз, меныпей ясностью их
очертаний, значительными их смещениями во времени. Короче говоря,
на платформах не создаются столь определенные рамки для развития
складчатости, как в подвижных областях. Небольшие размеры проги-
бания и часто изометричные или близкие к тому очертания синеклиз
обусловливают незначительные высоты и отсутствие четкой ориенти-
ровки длинных осей осложняющих их складок.
Для решения вопросов о пространственных связях тектонических
форм важно выяснить распределение платформенных складок (по вы-
тянутости, амплитуде и т. д.) на отдельных антеклизах, в синеклизах
и т. д. В этом отношении интересен опыт Ю. П. Мирончева (1963),
подсчитавшего для более чем 400 платформенных складок распределе-
ние длины их наибольших осей, их высот и объемов для различных ан-
теклиз и синеклиз Сибирской платформы. Им установлено, например,
что большинство платформенных антиклиналей во всех районах плат-
формы характеризуется протяженностью осей 5—10 км (количество
антиклиналей любого другого пятикилометрового интервала всегда
меньше), высотой 20—50 м и «средними» объемами. Исключение соста-
вляют Вилюйская синеклиза, где количество складок со «средними»
и «большими» объемами одинаково, и Лено-Анабарский прогиб, где
количество «больших» складок значительно преобладает. Объем скла-
док Ю. П. Мирончев определяет как объем такого прямого конуса,
у которого за высоту и оси основания приняты соответственно высота,
длина и ширина данной складки. Различаются складки малого (0,01—
0,1 к.и3), среднего (0,1 — 1 км3), большого (1—10 км3) и «уникального»
(10—100 кл<3) размеров. Первые два объема соответствуют пятому,
а вторые два — четвертому порядкам принятой нами шкалы. Распре-
деление длин, амплитуд и объемов антиклиналей оказывается различ-
ным для различных вмещающих синеклиз и антеклиз.
Расположение и развитие платформенных складок могут опреде-
ляться не только вмещающими структурными формами (с учетом их
сложных изменений во времени), но и еще по меньшей мере двумя фак-
торами. Оба эти фактора связаны со складчатым основанием. Первый
фактор, проявляющийся лишь в особых геологических условиях, за-
ключается в продолжающемся во время формирования платформенного
чехла развития складчатости основания и в ослабленном отражении
складок основания в структуре чехла (унаследованная
складчатость). Второй фактор заключается в возникновении
расколов в складчатом основании. Расположение этих расколов может
определяться не только конфигурацией крупных структурных форм
чехла, но и особенностями структуры основания, например располо-
217
жением в нем старых структурных швов и других зон, по которым с наи-
большей легкостью может произойти раскол. Расколы в складчатом ос-
новании отражаются в структуре чехла в виде резко асимметричных
или флексурообразных складок. Кроме того, на фоне пологой плат-
форменной складчатости могут быть заметными явления облекания
и уплотнения.
Интенсивность дислокаций чехлов платформ зависит от ряда
факторов, а именно: времени складчатости фундамента, величины плат-
формы, мощности чехла, близости складчатых областей, имеющих
более молодой возраст, чем складчатый фундамент платформы, а также
разломов, вдоль которых возникают интенсивные пликативные дисло-
кации (Яншин, 1962).
Вопрос о происхождении платформенных складок решается боль-
шинством исследователей в пользу установления их генетической связи
с синеклизами, а также со структурой фундамента.
А. П. Карпинский выделял проблему установления связи между
мелкими и более крупными дислокациями в качестве одной из важней-
ших задач при исследовании дислокаций Русской платформы. Он выра-
жал уверенность, что «недалеко то время, когда местные дислокации
будут связаны с универсальными и через посредство последних —
между собой» (Карпинский, 1894, стр. 129).
А. П. Карпинский устанавливал связь мелких дислокаций с круп-
ными прогибами (бассейнами, синеклизами) как пространственную —
по расположению, так и по времени возникновения, а также в некото-
рых случаях — со сбросами в кристаллическом фундаменте. Вместе
с тем А. П. Карпинский считал, что на направление дислокаций оказы-
вают влияние Кавказский и Уральский хребты: «Чем южнее положение
складчатых дислокаций, тем более они отражают кавказское направле-
ние, чем восточнее — направление уральское» (Карпинский, 1894,
стр. 143).
Установленная А. П. Карпинским закономерность размещения
платформенных складок в соответствии с очертаниями древних бассей-
нов позднее была проиллюстрирована В. В. Белоусовым (1948), пока-
завшим общее соответствие расположения складок изолиниям мощно-
стей крупных стратиграфических комплексов платформенного покрова.
А. Д. Архангельский в своих работах (1932—1934 гг.) развивал
те взгляды Карпинского, которые касались влияния Урала и Кавказа
на направление дислокаций платформы, и указывал, что вся система
больших валов и рвов Восточно-Русской впадины возникла под влия-
нием горообразовательных движений, исходивших из Уральской гео-
синклинали. Подтверждение этому А. Д. Архангельский находил в том
факте, что вся система валов и рвов в средней своей части явно вда-
влена с востока в Подмосковную котловину, а на севере и на юге
обходит выступы Балтийского и Воронежского массивов. А. Д. Архан-
гельский указывал, что валы и рвы не являются только дислокациями
покрова, но в основе их лежат дислокации фундамента.
Однако позднее А. Д. Архангельский (1941), используя данные
магнитометрии, показавшие связь некоторых изгибов валов и рвов
со структурой складчатого фундамента платформы, отказался от ги-
потезы передачи усилий со стороны Урала и стал развивать взгляды
218
Карпинского, в которых происхождение платформенных складок свя-
зывалось с образованием вмещающих синеклиз. «Причиной рассмат-
риваемых дислокаций являются процессы, происходящие в недрах са-
мой впадины и притом аналогичные процессам, обусловливающим
складчатость в геосинклинальных областях. Мы имеем здесь, по-ви-
димому, самые начальные стадии процесса складчатости, недораз-
вившиеся до нормальных размеров геосинклинальных областей в связи
с малыми относительно размерами опускания в области Восточно-Рус-
ской впадины» (Архангельский, 1941, стр. 103).
Н. С. Шатский развивал концепцию А. П. Карпинского и А. Д. Ар-
хангельского о пространственной и генетической связи платформенных
складок с синеклизами, считая, что «плакантиклинали осложняют
крылья синеклиз и антеклиз либо в продольном направлении, либо
в поперечном» (1964, стр. 322).
В расположении платформенных складок иногда улавливается
связь с планетарными направлениями. Так, Н. С. Шатским (1964)
на Русской платформе были выделены: северо-восточные дислокации
(Доно-Медведицкая система и др.), северо-западные (Керченско-Чем-
барская система и др.), широтные (Жигулевская система и др.) и дол-
готные (Окско-Цнинский вал и др.).
Зависимость формирования платформенных складок от движений
вмещающих синеклиз, по В. А. Магницкому (1946), сводится к следу-
ющему. Синеклиза будет выпуклой, если размеры ее прогибания незна-
чительны по сравнению с кривизной поверхности Земли. При прогиба-
нии выпуклой синеклизы до хорды земной поверхности происходит
сокращение поверхности и объема отложившихся на площади синеклизы
осадочных толщ. Сокращение поверхности и объема вызывает коробле-
ние слоев в синеклизах и образование платформенных складок. Такое
понимание механизма складкообразования в условиях платформ объяс-
няет пространственную связь платформенных складок с синеклизами,
обычное отсутствие их на антеклизах, а также постепенный рост скла-
док по мере прогибания синеклиз.
С точки зрения В. А. Магницкого, а также ранее высказанных
взглядов А. Д. Архангельского, в синеклизах и вообще на плитах
развиваются сложные напряжения, обусловливающие, наряду с вер-
тикальными подвижками, некоторое сжимание материала в боковом
направлении. Поэтому вряд ли можно согласиться с В. В. Белоусо-
вым как в постановке вопроса (или горизонтальные силы, или верти-
кальные силы), так и в решении вопроса (в пользу вертикальных сил)
о направлении сил, образующих прерывистую складчатость, а также
с его утверждением, что прерывистые складки вызваны «местным, обо-
собленным проявлением сил поднятия» (1954, стр. 397).
Представления В. В. Белоусова (1947) о том, что платформенная
(идиоморфная) складчатость возникает как результат действия верти-
кальных сил, вызывающих поднятие каждой складки в отдельности,
детализировались Л. Н. Розановым (1954). Он стремился разъяснить
зарождение большого количества «очагов» колебательных движений,
порождающих отдельные платформенные поднятия. По Л. Н. Роза-
нову, «очаги колебательных движений являются более обширными
по площади, чем изучаемые структуры третьего порядка. Проявление
219
же колебательных движений на земной поверхности в виде сложной
системы мелких поднятий и опусканий является следствием преобра-
зования их в толще земной коры». Причиной такой дифференциации
колебательных движений в земной коре является ее неоднородный
петрографический состав. Такое «расщепление» очагов колебательных
движений нам представляется весьма надуманным.
Анализируя взгляды на происхождение платформенных складок,
можно сделать вывод, что основной вопрос, который занимал умы ис-
следователей тектоники платформ, заключался в выяснении и устано-
влении генетической связи платформенной складчатости с вмещающими
формами — в первую очередь с синеклизами. Этот вопрос разрабаты-
вался А. П. Карпинским, А. Д. Архангельским, Н. С. Шатским;
В, В. Белоусов очень удачно иллюстрировал идеи А. П. Карпинского
своими картами, В. А. Магницкий развил идею Н. С. Шатского о гео-
метрической выпуклости синеклиз, дал ей физико-механическое истол-
кование и применил к решению вопроса о происхождении складчатости.
Все перечисленные исследователи признают связь платформенных скла-
док с разломами складчатого основания.
Несколько особняком стоят идеи о влиянии окружающих складча-
тых областей (А. П. Карпинский, А. Д. Архангельский) и о роли обще-
планетных направлений (Н. С. Шатский).
1. С точки зрения физических и механических данных исключается
возможность непосредственной передачи усилий, например от Урала
для формирования валов Русской платформы, имеющих меридиональ-
ное простирание (Окско-Цнинский, Сокско-Шешминский валы и др.).
Это невозможно потому, что столь «компетентные слои» в осадочной
оболочке отсутствуют; горные породы обладают настолько слабыми
сопротивлениями, что они разрушались бы в непосредственной близо-
сти от источника усилий и не могли бы передавать усилия на сколько-
нибудь большие расстояния. С другой стороны, процессы образования
синеклиз платформ связаны с тектоническими процессами геосинкли-
налей, и возможно, что очертания некоторых окраинных синеклиз
зависят от направления края платформы (например, Восточно-Русская
впадина); в таком случае платформенные складки, осложняющие сине-
клизу, связаны через ее посредство с простиранием, а в ряде случаев
и с развитием смежной геосинклинальной области.
Представим себе (рис. 61), что усилия от геосинклинальной области
передаются внутрь платформы через слой горных пород мощностью h.
Усилия, приложенные к сечению АВ этого слоя, примыкающему к гео-
Рис. 61. Схема передачи усилий
от складчатой области к плат-
форме
220
синклинальной области, должны уменьшаться, расходуясь на сжатие
и вообще деформирование пород, через которые они передаются. Сле-
довательно, максимальные усилия и максимальные напряжения будут
иметь место непосредственно у фронта приложения усилий. Если уси-
лия нарастают постепенно во времени, то критических значений они
достигают в первую очередь у фронта их приложения, где и начинается
деформация, которая приведет к ослаблению напряжения. Отсюда
нетрудно видеть, что деформация будет концентрироваться вообще
у сечения АВ. На какое же расстояние в глубь платформы могут рас-
пространяться деформации под воздействием усилий, возникающих
в смежной геосинклинальной области? Естественно предположить,
что деформации эти ограничиваются плоскостью максимальных ска-
лывающих напряжений, наклоненной под углом 45° к горизонту; слои
(породы), расположенные выше этой плоскости, будут деформироваться,
а расположенные ниже ее останутся недеформированными. Отсюда
следует, что расстояние, на которое тектонические усилия могут пере-
даваться в глубь платформы, будет приблизительно равно h. Если
принять h равным 100 км, что согласуется с современными данными
(Магницкий, 1953) о глубине распространения активных тектониче-
ских геосинклинальных процессов, то и возможную максимальную
ширину зон распространения деформаций от геосинклинальных обла-
стей в глубь платформы также надо оценить в 100 км, что может при-
мерно соответствовать ширине краевых прогибов. Для объяснения же
образования такой складки, как Окско-Цпинский вал, за счет передачи
усилий от Урала пришлось бы принять, что усилия передаются по слою
мощностью свыше 1000 км; па такую глубину собственно геосинкли-
нальные процессы, как таковые, по-видимому, не распространяются.
Соответствие ширины деформируемой полосы глубине деформируемого
слоя подтверждается экспериментальными данными.
2. На возможность подчиненности дислокаций общепланетным
направлениям указывали многие геологи. Принципиальная возмож-
ность наличия общепланетных направлений дислокаций согласуется
с теоретической картиной распределения напряжений на земном шаре
при допущении его однородности. На фоне неоднородности строения
осадочной оболочки и неравномерности ее геологического развития
в условиях сложной тектонической обстановки с элементами унасле-
дованности прежних структурных планов и элементами новообразова-
ний местами просвечивают общепланетные направления дислокаций.
Выявление этих направлений представляет несомненный интерес.
Важное дополнительное доказательство развития сжимающих уси-
лий в синеклизах дают наблюдения над так называемыми мелкими
платформенными складками, размеры которых определяются
метрами, десятками, реже сотнями метров. Этим складкам часто при-
писывается оползневое или ледниковое происхождение, однако рабо-
тами М. М. Тетяева (1941), Л. Н. Розанова (1944), В. В. Бронгулеева
(1947), М. П. Казакова (1950) установлена их пространственная и ге-
нетическая связь с крупными пологими структурными формами плат-
форм и тектоническое происхождение. Мелкие складки связаны с ин-
тенсивным сжатием, проявлявшимся в местах наиболее вероятной
разгрузки общего напряженного состояния синеклиз.
221
Кроме мелких складок, указываются и другие признаки резких
тектонических напряжений в чехле. Так, В. В. Бронгулеев (1949),
описывая обнажение нижнетретичных опок близ сел. Палатово
Ульяновской области, отмечает разрывы и горизонтальные смещения
частей некоторых нептунических даек с амплитудой до 2,5 м вдоль
плоскостей напластования вмещающей толщи опок. Эти факты хорошо
увязываются с тем теоретическим выводом, что в процессе прогибания
геометрически выпуклой синеклизы неизбежно возникают напряжения,
имеющие как вертикальные, так и горизонтальные составляющие.
Наряду с представлениями о пространственной и генетической
связи платформенных складок с крупными структурными формами
платформ существуют представления (Чихачев, 1954), согласно кото-
рым форма платформенных складок обусловлена не особенностями их
историко-геологического развития, а только рельефом фундамента,
который постепенно обволакивается вышележащими слоями. Такая
концепция сводится к отрицанию закономерностей в расположении
и развитии платформенных складок и значительно увеличивает элемент
случайного в их поисках. Кроме того, в ней не учитывается сложное
историко-геологическое развитие платформы и его влияние на форми-
рование данной складки. В действительности, облекание рельефа
фундамента происходило лишь в ранних стадиях формирования чехла,
однако неровности фундамента быстро «залечивались» и в дальнейшем
платформенные антиклинали развивались тектонически активно. Ска-
занное хорошо иллюстрируется тектоническим развитием Туймазин-
ской складки, в которой уже в живетском веке не ощущался рельеф
фундамента.
Постумная (унаследованная) складчатость
в чехле молодых платформ изучалась А. Л. Яншиным (1948, 1951)
на примере Южного Урала, Мангышлака и Туаркыра. Южный Урал
представляет собой выступ палеозойского складчатого основания; юра,
мел и третичные отложения, перекрывающие палеозойское основание,
слагают чехол. Установлена тесная связь дислокаций этих пород с дисло-
кациями палеозойского основания. «Каждой крупной зоне антикли-
нального строения независимо от того, имела ли она геоантиклиналь-
ный режим развития или возникла из геосинклинали, соответствует
пологое поднятие мезо-кайнозоя, а каждой крупной синклинальной
зоне независимо от того, является ли она остаточным или наложенным
прогибом, соответствует столь же пологое синклинальное нарушение
молодых слоев» (Яншин, 1948, стр. 136). Для молодых дислокаций
характерны, во-первых, «строгая согласованность их плана с планом
структуры складчатого фундамента», во-вторых, длительность их раз-
вития, что устанавливается фактом накопления мощных толщ в синкли-
налях и толщ сокращенной мощности и более мелководных на антикли-
налях. Унаследованные дислокации периферии Южного Урала пред-
ставляют собой асимметричные пологие изгибы (</1 —10°), крутые
крылья которых иногда осложнены надвигами с горизонтальным пере-
мещением до 2 км. Разломы в породах чехла соответствуют разломам
в палеозойском основании. «Часть древних разломов оказывается «за-
леченной» и в залегании молодых пород не сказывается, но другая
часть продолжает развиваться до очень молодых эпох, причем разви-
222 -------------------------------------------------
Все о геологии
http://geo.web.ru
ваться именно в тон форме, которую они получили во время палеозой-
ского орогенеза: крутые взбросы •— в виде крутых взбросов, пологие
надвиги — в виде пологих надвигов» (Яншин, 1948, стр. 138).
В итоге анализа обширного фактического материала А. Л. Яншин
(1948, стр. 153) устанавливает: 1) «после окончания цикла геослнкли-
нального развития дислокации чехла платформенных осадков, залега-
ющих на складчатом основании, в продолжение нескольких периодов
носят унаследованный характер»; 2) «при большом интервале между
временем складчатости основания и временем отложения покрыва-
ющего чехла осадков они перестают ощущаться»; 3) унаследованные
дислокации отчетливо проявляются только при мощности чехла не бо-
лее 1—2 км. Сравнительная оценка материала по другим молодым чех-
лам позволила А. Л. Яншину установить важную закономерность: при
значительной мощности молодых опусканий в них развиваются дисло-
кации, не связанные с планом погребенной складчатой структуры,
а параллельные краям зтих зон.
Таким образом, раскрывается связь между унаследованной склад-
чатостью молодых чехлов и платформенной складчатостью, о которой
речь шла выше. Платформенная складчатость, генетически связанная
с синеклизами, является образованием, исторически более поздним для
развития данной области платформенного строения, чем постумная
(унаследованная) складчатость, характеризующая только начальные
моменты в развитии структуры платформенного чехла.
ИЗМЕНЕНИЯ МОЩНОСТЕЙ И ФАЦИАЛЬНЫХ ХАРАКТЕРИСТИК СЛОЕВ
В СКЛАДЧАТОЙ СТРУКТУРЕ
РАЗЛИЧНЫЕ ТИПЫ РАСПРЕДЕЛЕНИЯ МОЩНОСТЕЙ В СКЛАДЧАТОЙ
СТРУКТУРЕ
В складчатой структуре распределение мощностей слоев может
быть как равномерным, так и неравномерным, причем эта неравно-
мерность может быть независимой от расположения складок, но может
быть закономерно с ним связана.
Еслп мощности постоянны, то слои сохраняют взаимно параллель-
ное расположение, а изгибы слоев располагаются концентрически
(концентрические складки). Если мощности слоев воз-
растают к своду, причем образуют утолщенные ядра в наиболее пластич-
ных горизонтах, то слои теряют параллельность, а изгибы их сохраняют
некоторое подобие н одинаковые наклоны для различных горизонтов
(подобные складки). Подобие изгибов сохраняется также в том слу-
чае, если мощности слоев на одном из крыльев уменьшены (редуциро-
ваны), а на своде и другом крыле сохраняются неизменными или же
на обоих крыльях редуцированы, а на своде остаются неизменными.
Наконец, если мощности слоев возрастают на крыльях, то слои явля-
ются непараллельными, крутизна крыльев возрастает с глубиной,
а свод с глубиной становится все более узким.
По характеру изменения мощностей слоев выделяются четыре
типа складок: 1) складки со слоями постоянной мощности, 2) складки
с увеличением мощности в сводах и складки, у которых в одном или
225
обоих крыльях мощность слоев уменьшена, 3) складки с уменьшением
мощности в сводах антиклиналей, 4) складки с различным распреде-
лением мощностей в разных слоях. Выделение указанных четырех типов
важно для суждения о генезисе складок и выяснения закономер-
ностей распределения полезных ископаемых.
Складки со слоями постоянной мощности. В складках со слоями
постоянной мощности формирование слоев и формирование складок
представляет собой независимые друг от друга процессы. Складки
образованы после завершения накопления слоистой толщи, в которой
они наблюдаются, а само складкообразование не привело к заметному
искажению мощности слоев.
Складки с увеличенными мощностями в сводах. В отношении скла-
док с увеличенными мощностями в сводах на основании экспери-
ментов по смятию слоистых моделей и наблюдений над поведением
отдельных слоев в таких складках (смятие и сжатие отдельных, преиму-
щественно пластичных прослоев в сводах, растяжение, разрывы и вы-
жимание отдельных прослоев на крыльях) можно прийти к выводу,
что здесь происходило перераспределение материала в процессе склад-
кообразования и его аккумуляция в сводах за счет утонения крыльев.
В складках с редуцированными крыльями аккумуляции материала
в сводах могло не происходить.
В складках первого типа процесс перераспределения вещества
также протекал, но в небольших масштабах и не дал заметного текто-
нического результата. Таким образом, складки с увеличенными мощ-
ностями в своде являются результатом более напряженной деформа-
ции. Обе разновидности складок связаны постепенными переходами
и отличаются друг от друга лишь степенью деформированности. По-
этому нельзя считать правильным их противопоставление с характери-
стикой первых как складок концентрических или складок изгибания
с постоянством длины пласта, измеряемой вкрест простирания вдоль
образуемой складкой волнообразной кривой линии, с послойным сколь-
жением и возникновением пластовой отдельности, а вторых как складок
течения или скольжения (Кропоткин, 1950).
Складки, в которых мощности слоев вторично изменены при склад-
кообразовании, вследствие чего формы изгибов разных слоев суще-
ственно различны, называются дисгармоничными склад-
ками. Многочисленные примеры мелких дисгармоничных складок
описаны И. В. Кирилловой (1949). Один из приведенных ею примеров
(рис. 62) показывает, что в результате различного поведения неодно-
родного материала при складкообразовании и концентрации в сводо-
вых частях вещества наиболее пластичных прослоев форма складки
в нижних горизонтах (пологий свод) значительно отличается от формы
складки в верхних горизонтах (узкий килевой свод с разрывом и надви-
ганием). Для дисгармоничных складок в пластичных (глинистых)
толщах характерно возникновение в замках антиклиналей иззубрен-
ности (гофрировки) кровли пластичных прослоев, а в замках синклина-
лей — гофрировки их подошвы. Это явление связано с концентрацией
вещества в замках при сжатии складчатой зоны и со стремлением мате-
риала пластичных прослоев вклиниваться в ограничивающие менее
пластичные слои.
224
По И. В. Кирилловой, все породы без исключения почти всегда
в большей или меньшей степени испытывают увеличение мощностей
в замковых частях складок по сравнению с мощностями на крыльях,
но величина этого увеличения для разных пород различна. Ею при-
водятся следующие относительные цифры: в одной из складок мощность
глинистых сланцев увеличена в 3,5 раза, а песчаников в 1,5 раза, в дру-
гой — мощность глинистых сланцев увеличена в 3—5 раз, а известня-
ков в 1,5—2 раза.
Характерным примером складок с относительным увеличением
мощностей в сводах являются изоклинальные складки,
т. е. складки с параллельными крыльями.
Э. Огом и С. Бубновым изоклинальная складчатость рисовалась
как группа сжатых до соприкосновения крыльев складок, в которые
вовлечена сравнительно маломощная толща слоев. Складки изокли-
нальной системы не могут продолжаться в выше- и нижележащие толщи
и неизбежно отделяются от них по поверхности срыва. Позднее была
установлена неправомерность такого представления (Войновский-Крн-
гер, 1948). Изоклинальная складчатость допускает неограниченное
наращение вверх и вниз и может таким образом продолжаться в выше-
и нижележащих слоях, охватывая толщи любой мощности. Изокли-
нальные складки обладают небольшими размерами (единицы и де-
сятки метров), острыми окончаниями ядер, вытягиванием замков в виде
длинных «носов»; крылья изоклинальных складок практически не
совсем параллельны и сходятся под острыми углами. Системы изокли-
нальных складок сопровождаются разрывами, близко совпадающими
со слоистостью, осложнены чешуйчатыми структурами, а также сре-
зыванием и раздавливанием отдельных прослоев.
Были предложены важные геометрические определения для систем
изоклинальных складок. По одному из слоев, образующих серию изо-
клинальных складок, можно замерить расстояние между замками
антиклиналей и синклиналей; это расстояние называют разма-
хом изоклинальной складчатости. «Любой пласт
толщи со всеми своими изгибами заключается в пределах некоего
Рис. 62. Схема строения дисгармоничной
антиклинали. По М. В. Кирилловой
(1949)
1 — известняки; в — мергели; в — линии ска-
лывания
Hl2 LZ2k
15 Заказ 206.
225
плоского тела с мощностью, равной размаху данной складчатости.
Это тело можно было бы назвать «сложным слое м» изоклиналь-
ной складчатости» (Войновский-Кригер, 1948, стр. 73). «Сложный слой»
включает частично ниже- и вышележащие горизонты. Стратиграфи-
ческие взаимоотношения в изоклинальных сериях «определяются
положением в пространстве «сложных слоев», а отнюдь не падением
пород в изоклинальных складках». «Сложные слои» могут иметь моно-
клинальное, антиклинальное, синклинальное залегание, образовывать
разрывы и т. д. При этом восстановление структур «сложных слоев»
может встретить значительные трудности.
Условия появления и развития изоклинальной складчатости зави-
сят от литологического состава толщ, испытывающих сжатие. Наиболее
благоприятными для изоклинальной складчатости являются толщи
кремнистых и кремнисто-глинистых сланцев, а также плотных алевро-
литов, притом таких, которые бывают тонко и правильно напластован-
ными. Складчатость может рассматриваться также как результат
пластинчатых сдвигов. В таком случае мощность на сводах сохра-
няется, а на крыльях уменьшается. Глинистые примазки по плоскостям
напластования облегчают скольжение слоев относительно друг друга.
Именно в скольжении слоев при известной их прочности и способности
передавать усилие усматриваются условия, благоприятствующие раз-
витию изоклинальной складчатости.
Геометрия изоклинальной складчатости (увеличение мощности
слоя при сокращении его протяженности) указывает на общее сокраще-
ние пространства и сжатие комплекса слоев в направлении, перпенди-
кулярном к осям изоклинальных складок. Сложные слои изоклинальной
складчатости иногда описываются под названием «сложенных
слое в» (Черноморский, 1964).
Складки с уменьшенными мощностями в сводах антиклиналей.
Наблюдения над складками с увеличением мощности в синклиналях
и уменьшением ее на антиклиналях обычно показывают, что такое
распределение мощностей не связано с их искажениями за счет механи-
ческих перемещений, а обусловлено особенностями осадконакопления,
одновременного с поднятием антиклиналей и погружением синклина-
лей. Такое распределение мощности обусловливается существованием
неровностей дна бассейна, связанных с развивающимися тектони-
ческими формами. При непрерывном осадконакоплении осадки одно-
временно отлагаются как на относительно поднимающихся антикли-
нальных, так и на относительно погружающихся синклинальных
участках. Разрез повсюду непрерывен, но мощности и литологическая
характеристика осадков меняются в зависимости от положения относи-
тельно развивающихся тектонических форм.
В. А. Гроссгейм (1965) отмечает роль донных течений в распреде-
лении осадков над растущими подводными антиклиналями. Донные
течения могут быть восстановлены по косой слоистости и слойчатости.
Оказывается, что донные течения очень чувствительны к рельефу дна,
а поскольку рельеф дна связан с тектоническими явлениями, рекон-
струкция направления донных течений позволяет оконтуривать под-
нятия, рост которых совершался во время отложения слоя или толщи,
для которых проведена такая реконструкция. В. А. Гроссгейм приводит
226
примеры оконтуривания поднятий таким способом для Ставропольского
плато, Восточного Предкавказья, Иллинойса и других районов.
Непрерывному осадконакоплению в синклинали может соответ-
ствовать прерывистое осадконакопление на антиклинали. Так, известно,
что некоторые прослои не распространяются на повышенные участки
поднятия, а появляются только при движении вниз на крыло, увеличи-
ваясь в мощности к синклиналям. Примерами могут служить песчаные
прослои в майкопской свите и чокракском горизонте на моноклиналп
Северо-Западного Кавказа, песчаные прослои в нижнем отделе
продуктивной толщи южного крыла Бинагадннской складки
и т. д.
Накопление более мощных осадков в синклиналях по сравнению
с антиклиналями, по Н. С. Шатскому (1951, стр. 637) (на основании
его исследований в Кобыстане), происходит вследствие: 1) «уменьшения
толщины отдельных, по крайней мере некоторых, слоев»; 2) «первичного
выклинивания . . . отдельных тонких сантиметровых прослоев, не нару-
шающего общей непрерывности всей толщи»; 3) подводного оползания
с крутых склонов поднимающихся складок внутрь синклинального
бассейна; 4) «выпадения отдельных горизонтов или их частей в ре-
зультате размыва или перерыва в осадкообразовании на положительных
элементах тектонической структуры».
Увеличение мощностей от сводовых к крыльевым частям антикли-
налей и куполов представляет собой широко распространенное явление.
Это явление характерно для закрытых складок Апшеронского полу-
острова (Сураханы, Кала и др.), для открытых диапировых складок
Апшеронского полуострова и Кобыстана, для куполов Юго-Западной
Туркмении, для соляных куполов Эмбы и Днепровско-Донецкой впа-
дины, для многих платформенных складок Русской платформы, За-
падно-Сибирской плиты, Туранской плиты и т. д.
Конседиментационное развитие устанавливается также для линей-
ных складок и крупных форм линейной складчатости, во всяком случае,
некоторых геосинклинальных районов, в частности Горного Крыма
(Кизевальтер и Муратов, 1959). В советской геологической литературе
описано большое количество других примеров одновременного с осадко-
образованием развития тектонических, в частности складчатых, форм.
Антиклинальные складки Ферганской долины, формировавшиеся одно-
временно с накоплением осадков, В. И. Попов (1940) именует «псевдо-
диапировыми» .
Складки с различным распределением мощности в разных слоях.
Выше рассмотрено три типа распределения мощностей слоев в связи
со складчатой структурой. Каждый из типов отвечает определенному
ходу развития складок. Так, формирование складок первых двух типов
происходит после образования слагающих их слоев; различаются эти
два типа по механическим условиям деформации слоев. Формирование
складок третьего типа происходит одновременно с осадконакоплением.
Широко распространены различные сочетания перечисленных трех
типов распределения мощностей.
Сочетания первого и второго типов, получающиеся при механиче-
ской разнородности различных слоев, можно видеть в тех дисгармонич-
ных складках, в строении которых участвуют как слои, меняющие свои
15*
227
мощности в процессе деформации, так и слои, мощности которых
не изменяются.
Сочетание первого и третьего типов представлены в складках,
образованных последовательной сменой или чередованием слоев с по-
стоянной мощностью и слоев с уменьшенной мощностью на сводах скла-
док. Такие сочетания могли возникнуть, когда складкообразование
начинается позднее начала, но раньше конца формирования толщи,
участвующей в складчатости, или же в случае прерывистого роста
складок. Так, на складках восточной части Апшеронского полуострова
(Сураханы, Карачхур) в верхнем отделе продуктивной толщи мощность
возрастает к крыльям, что связано с ростом складок, одновременным
с осадкообразованием, в нижнем же отделе мощности более постоянны.
Рост же некоторых «гребневидных» складок Кобыстана, по заключению
В. Е. Хайна (1950, стр. 30), «отличается неравномерностью, сказыва-
ющейся в том, что мощности одних горизонтов разреза (верхи Майкопа,
чокрак) оказываются относительно постоянными, в то время как мощ-
ности других горизонтов (нижний Сумгаит, т. е. нижний палеоцен,
нижний майкоп, т. е. низы олигоцена, верхи сармата — низы мэотиса
и т. п.) обнаруживают резкую изменчивость, местами падая до
нуля».
Сочетание второго и третьего типов можно видеть в описываемых
Н. С. Шатским (1951) складках Северного Кобыстана, где уменьшение
мощности на сводах, связанное с ростом складок, наблюдается в май-
копской свите, а в нижележащих, участвующих в складчатости слоях
наблюдаются «одни явные признаки сжатия, выраженного в пере-
жимании крыльев и раздувании слоев в шарнирах». В Эмбенских
соляных куполах закрытого типа надсолевые структуры характери-
зуются возрастанием мощностей к крыльям, местными перерывами
и несогласиями, соленосная же толща, образующая соляные массивы,
размыву не подвергалась и аккумулировалась в куполах за счет пласти-
ческих перемещений на глубине.
В некоторых антиклиналях Ферганы для ряда слоев (например,
известняки) наблюдается связанное с ростом складок уменьшение,
а для других, более пластичных слоев (глины, гипсы) — увеличение
мощностей к сводам, происходящие за счет нагнетания пластичных
масс, сопровождаемого образованиями пластовых и межпластовых
мелких надвигов и складок. За счет искажения первоначальной мощ-
ности слоев высота складок по более молодым горизонтам увеличена
весьма значительно (например, в складке Шорсу VI на 175 м). Искаже-
ние мощностей затушевывает первоначально существовавшую тенден-
цию уменьшения мощности пластичных слоев к сводам складок. Для
определения первоначальной мощности, которую первоначально имели
на сводах пластичные слои и знание которой важно для исследования
скорости роста складок, Ю. Н. Зуев (1966) использует предложенное
ранее Ф. Г. Гурари (1958) понятие коэффициента консе-
диментационности (К = , где шип — мощности на
крыле и на своде в таком слое, изменение мощности которого происходит
только вследствие роста складки). Первоначальная сводовая мощ-
ность (nJ соседнего или близко расположенного искаженного слоя
228
m—n
составляет iij = nij--— пц, где m1 — мощность второго слоя
на крыле.
Сочетания первого, второго и третьего типов распределения мощ-
ностей также широко распространены. Достаточно указать на многие
обладающие дисгармоничным соляным ядром соляные купола, в строе-
нии надсолевых сводов которых участвуют как слои постоянной мощ-
ности, так и слои, выклинивающиеся или уменьшающие свою мощность
в направлении свода. Такое чередование слоев в надсолевой структуре
указывает на прерывистость роста соляного купола.
КОНСЕДИМЕНТАЦИОННЫЕ И ПОСТСЕДИМЕИТАЦИОННЫЕ СКЛАДКИ
В природе наблюдаются две формы проявлений складчатости:
в слоях, формирующихся во время образования складок, и в слоях,
сформированных к началу складкообразующих движений.
С. С. Шульц (1948) назвал первую форму проявления складчатости
конседиментационной складчатостью («складча-
тость, происходящая в одно время с отложением рассматриваемых
дислоцированных осадков»), а вторую форму — постседимен-
тационной складчатостью. Складки соответственно
называются конседиментационными (конседиген-
н ы м и по И. И. Нестерову, 1964 и др.) и постседимента-
ционными. По существу это, конечно, не разные процессы, а раз-
ные формы единого процесса складчатости. В одной и той же складке
более верхним горизонтам может быть свойственна первая форма про-
явления складчатости, а более нижним — вторая форма ее проявления.
Единство обеих форм проявления складчатости обусловливается
тем, что тектонические процессы, представляющие собой то или иное
перераспределение материала на глубине, находят свое выражение
в развитии форм земной поверхности. Несмотря на то что обе формы
складчатости находятся в непрерывной и закономерной связи, в неко-
торых складках заметно проявляется лишь одна из этих форм.
Примером преобладания постседиментационной формы проявления
складчатости могут быть не выходящие за пределы одного слоя или
толщи мелкие складки в пластичном материале (например, складки
волочения), размеры которых значительно меньше глубины их обра-
зования. Развитие этих складок не находит непосредственного отра-
жения на земной поверхности. Однако они входят составной частью
в более крупные вмещающие складчатые формы. Надо думать, что мате-
риал мелких складок, участвуя в общем движении, влияет на развитие
форм земной поверхности через вмещающую форму. В таких складках
процесс складкообразования непосредственно проявляется только
в своей постседиментационной форме.
Примером относительно мелких складок, формирующихся на глу-
бине, являются системы изоклинальной складчатости, т. е. серии скла-
док с параллельными крыльями. Изоклинальные складки являются
типичными глубинными (постседиментационными) мелкими склад-
ками, поскольку размеры их незначительны по сравнению с глубиной
образования и непосредственно они не имеют геоморфологического
выражения.
229
Наряду с этим могут наблюдаться случаи преобладания конседи-
ментационной формы проявления складчатости. Конседиментацпонная
форма преобладает, например, в надсолевых сводах многих соляных
куполов. Эти своды, обязанные поднятиям соляных массивов, в основ-
ном формируются одновременно с осадкообразованием. Здесь про-
является складкообразование главным образом в своей конседимента-
ционной форме. Постседиментационная форма движения здесь, однако,
не исчезает; она захватывает породы соленосной толщи и проявляется
в пластической деформации солей. Складки, состоящие из чередования
слоев, во время отложения которых происходил рост складки, и слоев,
во время отложения которых рост приостанавливался, иногда
называют прерывноконседиментационными (Симо-
ненко, 1963).
С конседиментационным развитием складок связаны не только
закономерные уменьшения мощности слоев к сводам, но и создание
различных фациальных обстановок в прогибающихся синклиналях,
поднимающихся антиклиналях и разделяющих их крыльях. В резуль-
тате могут формироваться литостратиграфические горизонты (тела),
распространение которых ограничивается только крыльевой или только
сводовой частями складок. В этих случаях, говоря о закономерном
уменьшении мощностей к сводам, мы должны иметь в виду хроностра-
тиграфические горизонты; что же касается литостратиграфических
горизонтов, возникших в результате конседиментационного роста
складок, то мощности некоторых из них могут уменьшаться в направле-
нии к синклинали.
Разнообразное положение литостратиграфических горизонтов
на конседиментационных складках иллюстрируется следующими
примерами.
Б. И. Ивановым (1940) по детальным данным разведок буроуголь-
ных месторождений в Забайкалье установлены различия в литологии
и мощности на крыльях и в осевой части синклинали. Так, мощность
одного из горизонтов увеличивается к синклинали в два раза с одно-
временным изменением литологического состава пород вследствие
укрупнения фракций. В синклинали отсутствуют резко выраженные
несогласия внутри толщи. При отсутствии несогласий на крыле син-
клинали верхние горизонты залегают полого (6—11°), а нижние —
круто (20—60°). Изменение углов наклона слоев по вертикали посте-
пенное. При полноте разреза в синклинали в смежных поднятых
районах наблюдаются несогласия. Б. И. Иванов приходит к заключе-
нию, что наблюдаемые им явления характерны для мощных наземных
и пресноводных осадков при условии их быстрого накопления в опре-
деленных тектонических зонах.
Позднее Б. И. Иванов (1950) приводит доказательства одновремен-
ности осадконакопления и складкообразования в Иркутском бассейне,
выполненном морскими отложениями. Особенно интересны его выводы
о связи угленакопления с ростом антиклинальных складок и устано-
вление, таким образом, тектонических закономерностей размещения
залежей угля в бассейне. Им установлено, что наиболее благоприятные
условия для торфонакопления существовали на пологих крыльях
складок, где эти условия могли сохраняться в течение наиболее про.
230
должительного времени. Для Челябинского и Тквибульского угленос-
ных районов отмечается приуроченность наиболее мощных угольных
пластов к сводам и пологим крыльям антиклиналей, где в процессе
общего прогибания бассейна в течение длительного периода создавался
устойчивый режим, благоприятный для роста торфяников (Пин-
чук, 1948).
Антиклинали Ферганской долины, выраженные в рельефе дна
седиментационного бассейна, оказывали влияние на количественные
и качественные соотношения различных типов пород в разрезе меловых
отложений и сопровождаются уменьшением мощностей к сводам, широ-
ким развитием серпуловых известняков и увеличением суммарных
мощностей органогенных оолитовых пород (Холодов и др., 1956). До-
ломитообразование в этих районах развивается в соответствии с фаци-
альным планом, созданным конседиментационной тектоникой (Холодов
и др., 1957).
Для четырех Калачамазарских антиклиналей Г. А. Каледа (1963),
применивший статистический анализ, установил, что мощность базаль-
ных конгломератов мела уменьшена, а насыщенность породы галькой
увеличена на сводах антиклинальных складок.
Известны случаи, когда песчаные горизонты распространены только
на сводах поднятий; они представляют собой линзы и выклиниваются
вниз по падению. Появление таких песчаных линз связано с мелко-
водьем и наличием течений, образующих на подводных антиклинальных
выступах песчаные банки. Примером может служить наблюдаемое
в куполах Волгоградско-Астраханского Поволжья увеличение песча-
нистости хвалынских (древнекаспийских) глин или полное замещение
их песками с одновременным уменьшением мощности при движении
от крыльев к сводам куполов (Колбин, 1948). На крыльях некоторых
из этих куполов наблюдается плойчатость в древнекаспийских глинах,
связанная с подводными оползнями.
На антиклиналях Апшеронского полуострова по исследованиям
И. И. Потапова в разрезах продуктивной толщи содержится больше
песков, чем в синклиналях, причем пески на антиклиналях отличаются
крупностью зерна и повышенным содержанием кварца (Хайн, 1954).
Известны также случаи нахождения линз и массивов рифовых
известняков на антиклинальных поднятиях. На Керченском полу-
острове на подводных антиклинальных возвышенностях в мэотисе
формировались мшанковые рифы, в то время как в синклиналях отла-
гались глины. Рост антиклиналей Керченского полуострова был связан
с подводной грязевулканической деятельностью, вследствие которой
глинистый материал выносился из глубины, создавая там «разуплот-
нение» материала, откладывался на морском дне и, играя роль на-
грузки, способствовал образованию «вдавленностей» над сводами скла-
док. Своды антиклиналей временами выходили из-под уровня моря,
что вело к размывам, выпадению ряда горизонтов миоцена, образова-
нию прослоев глиняных конгломератов и брекчий. На грязевулкани-
ческих антиклинальных островах в миоцене происходило рифо-
образование. Ископаемые атоллы Керченского полуострова сложены
мшанковыми и водорослевыми рифами миоценового возраста, росшими
на подводных склонах грязевулканических островов (Лычагин, 1952).
231
Выполнение прогибов на сводах антиклиналей грязевулкани
вескими отложениями было отмечено В. А. Гориным (1953) также для
Азербайджана. Так, им указывалось выполнение линзой сопочной
брекчии «прогиба в глинах НКГ» на Биби-Эйбате, что рассматривается
как явление, в общем аналогичное «вдавленностям» Керченского
полуострова.
Отмечавшееся автором (Косыгин, 1946) отражение роста купола
на мощностях и литологическом составе палеогеновых отложений
Днепровско-Донецкой впадины описывает также И. Е. Слензак (1949),
указывающий, что в пределах отдельных участков одного и того же
поднятия возникали свои биоценозы с ограниченными ареалами рас-
пространения.
На низменных островах, возникавших на неравномерно подни-
мавшихся соляных куполах, накапливались континентальные угленос-
ные осадки. Такое положение отмечается для харьковского яруса,
который в пределах поднятий вместо обычных для него кремнистых
глин содержит битуминозные и углистые глины с прослоями бурого
угля. В самых верхах третичных отложений также наблюдаются ме-
стные фациальные изменения в связи с ростом соляных поднятий,
выражающиеся в увеличении роли глин во впадинах, а также в соответ-
ствующем изменении состава глин и песков.
Следует подчеркнуть влияние глубины водоема на местные фаци-
альные изменения, связанные с ростом складок. Вообще говоря, чем
мельче бассейн, тем эти фациальные изменения бывают представлены
резче. В условиях мелководья могут возникать отмели и даже острова,
а следовательно, выклинивание и размывы ранее отложившихся осад-
ков. Таким образом, область осадконакопления будет утрачивать свой
сплошной характер, на ней будут появляться «прогалины». Это, ко-
нечно, крайний случай. В условиях мелкого бассейна превышения
дна, связанные с ростом тектонических поднятий, будут значи-
тельными по отношению к глубинам и, следовательно, фациальные
изменения осадков от антиклиналей к синклиналям могут быть вполне
ощутимыми. В условиях же глубокого дна фациальные изменения
будут менее заметны, так как формы рельефа дна, отражающие роль
складок, будут незначительными по сравнению с общей глубиной
бассейна. Влияние глубины на фациальные изменения осадков про-
слежено Г. А. Лычагиным на примере развития антиклиналей Кер-
ченского полуострова в миоцене. Им отмечается, что в условиях край-
него мелкоморья на сводах складок формировались известняки
(слагающие чаши синклинальных вдавленностей), а в глубоководных
условиях «. . . возникают чрезвычайно замаскированные прогибы сво-
дов, заполненные глинистым материалом». Структуру в этом материале
трудно распознать вследствие сходства его с материалом, отлагав-
шимся на крыльях антиклиналей и в синклинальных простран-
ствах.
СМЕЩЕНИЕ СВОДОВ СКЛАДОК С ГЛУБИНОЙ
Практически важный вопрос о смещении сводов складок с глубиной
тесно связан с вопросом о распределении мощностей в складчатой
структуре.
232
В большинстве антиклиналей при переходе к более глубоким
горизонтам наблюдается смещение сводов как вкрест простирания оси,
так и вдоль оси. Обстоятельство это имеет кардинальное значение при
поисках и разведке нефтяных залежей, так как опыт бурения в раз-
личных нефтеносных областях СССР показывает, что ориентировать
разведку по сводам в поверхностных горизонтах, намечаемым по данным
геологического картирования, в большинстве случаев нельзя. При-
ходится дополнительно исследовать ряд факторов, влияющих на воз-
можное смещение сводов. Главными из этих факторов являются регио-
нальные, т. е. не связанные с развитием данной складки, изменения
мощностей, наличие и характер перерывов в осадочной толще, образу-
ющей складку, механические особенности деформации пород при
складкообразовании, явления дисгармонии и т. д. Для решения во-
проса о положении свода на глубине в ряде случаев целесообразно
применение структурного бурения. Структурное бурение рекомен-
дуется применять при несогласном залегании верхней толщи на ниже-
лежащих слоях, представляющих основной интерес, а также при необ-
ходимости знать условия залегания пластов на возможно большой
глубине; такая необходимость особенно часто возникает при подготовке
площадей для разведки на нефть и газ (Высоцкий, 1954). Вообще же
изучение закономерностей в смещении сводов имеет первостепенное
значение для выработки методики разведки нефтяных и газовых место-
рождений (Дзитиев, Борисенко, Юдин, 1959).
Особенно важную роль в установлении положения сводов в глу-
боких горизонтах играют геофизические методы и в первую очередь
сейсморазведка и электроразведка.
Явления несовпадения сводов исследовались и были описаны для
разных районов.
На Сураханской складке (Лпшеронский полуостров) свод, образо-
ванный слоями продуктивной толщи, смещен на восток относительно
свода по апшеронскому ярусу на расстояние 500—750 л. Здесь сме-
щение свода происходит вкрест простирания оси складки. Своды более
глубоких горизонтов смещены в сторону крутого крыла, что связано
с изменением мощности отдельных свит продуктивной толщи.
Классическим примером смещения сводов является Калинскаясклад-
ка, представляющая по обнажающимся на поверхности апшеронским
породам спокойную брахиантиклиналь (4 X 10 км) с падением крыльев
4—6°. Бурение показало, что наиболее приподнятая часть свода в вер-
хах верхнего отдела продуктивной толщи смещается па 3—4 км к се-
веро-западу, а по низам верхнего отдела еще далее к северо-западу
относительно апшеронского свода. Смещение поднятой части свода
в данном случае происходит в осевом направлении и связано с умень-
шением мощности отдельных свит продуктивной толщи в северо-запад-
ном направлении.
Для восточной части Русской платформы несовпадение сводов
исследовалось А. А. Трофимуком (1950), Н. Н. Форшем (1954), Л. Н. Ро-
зановым (1948), А. А. Бакировым (1951) и др. Отмечается значительное
смещение сводов в девонских и каменноугольных отложениях, пред-
ставляющих объект разведки, относительно сводов в пермских отло-
жениях, развитых на поверхности. По данным А. А. Трофимука, в плат-
233
форменной части Башкирии наиболее типично выраженные платфор-
менные складки с крутым восточным и пологим западным крыльями
отличаются наибольшим совпадением осей. В других случаях было
установлено, что верхнепермские складки значительно смещены отно-
сительно каменноугольных и девонских, а местами совершенно с ними
не совпадают. Главной причиной такого несоответствия является
непостоянство мощности кунгурских, уфимских и казанских отложений.
Несоответствия сводов, вообще говоря, могут быть обусловлены
разными причинами. В связи с этим может быть выделено несколько
типов смещения сводов.
1. Смещение сводов при наклоне осевой поверхности. Это наиболее
обычный тип смещения, которое получается в наклонной складке,
образованной слоями неменяющейся мощности. В. Е. Хайн (1953)
в предложенной им классификации смещений называет этот тип смеще-
ния кажущимся, так как складка построена вполне гармонично. С этим
нельзя согласиться, так как под смещением сводов следует понимать
смещение их проекций на земную поверхность или на горизонтальную
плоскость. Здесь такое смещение налицо; оно не является кажущимся
и должно учитываться в решении практических задач. Под дисгармо-
нией следует понимать различный характер деформированности раз-
личных толщ, что связано с их разным составом и разными физико-
механическими свойствами. Дисгармоничная тектоника обычно
связана с аккумуляцией материала в сводах складок. Не следует дан-
ный тип смещения называть геометрическим, так как всякое смещение
вне зависимости от его происхождения отражает геометрические осо-
бенности строения складки. Рассматриваемый тип смещения следует
лучше назвать смещением сводов при наклоне осе-
вой поверхности.
Смещение сводов при наклоне осевой поверхности, когда эта по-
верхность представляет собой плоскость, является геометрически
закономерным при условиях выдержанности мощностей; при наличии
данных о наклоне крыльев, ширине свода и т. д. можно определить
наклон осевой плоскости и подсчитать величину смещения свода с глу-
биной, что важно, например, при заложении скважин на сводовые части
глубокозалегающих пластов. Следует, однако, иметь в виду, что сме-
щение описываемого типа не всегда может быть встречено в чистом
виде. Изменение мощностей слоев или наличие перерывов в осадочной
толще могут нарушить геометрическую правильность смещения и сде-
лать соответствующие расчеты неточными и даже невозможными.
2. Дисгармоничное смещение возникает при складкообразовании
в толщах, состоящих из слоев разной пластичности, которые ведут
себя неодинаково в процессе складкообразования. Дисгармоничное
смещение проявляется, например, при соляной тектонике, когда вслед-
ствие особого поведения соли и аккумуляции ее в массивах (ядрах)
соляных куполов соответствие между тектоникой над солевых слоев,
тектоникой соли и тектоникой подсолевых слоев резко нарушается,
параллельность их утрачивается. Так, по положению вершины соля-
ного массива обычно нельзя судить о формах тектоники подсолевых
слоев; в решении этой задачи главная роль принадлежит геофизике.
Дисгармоничное смещение, обычно в меньших масштабах, имеет место
234
в районах интенсивной складчатости в складках, в строении которых
наряду с малопластичными комплексами участвуют глинистые толщи
высокой пластичности. Разновидностью этого типа можно считать
смещение сводов, возникающее в результате постепенного подъема
по надвигу или сбросу крыльевого блока складки в нижних горизонтах.
В таком случае свод в верхних горизонтах растет над поднимающимся
блоком и смещен относительно свода в нижних горизонтах. Такого рода
смещение сводов предполагается Н. М. Михайловым (1960) для неко-
торых складок Адырной зоны Ферганы. Смещение дисгармоничного
типа выделяется в уже упоминавшейся классификации В. Е. Хайна.
3. Смещение сводов при региональном изменении мощностей, что
поясняется приведенными выше примерами смещения свода Калинской
складки и несоответствия пермских и каменноугольных сводов в вос-
точной части Русской платформы. При смещении этого типа своды
могут быть смещены как в сторону пологого, так и в сторону крутого
крыла складки, вдоль оси складки, а также в любом другом направле-
нии; своды в более глубоких горизонтах всегда смещаются в направле-
нии регионального убывания мощностей. Если хорошо известны законо-
мерности региональных изменений мощностей слагающих складки
толщ, то представляются возможными расчеты величины смещения
сводов на глубине. Так же как для первого типа, здесь следует под-
черкнуть, что влияние других факторов может эти расчеты значительно
затруднить.
4. Смещение сводов, связанное с особенностями поверхностных усло-
вий накопления осадков над растущими антиклиналями. Разновидности
этого типа: а) смещение сводов в непрерывной толще осадков и б) сме-
щение сводов в толще осадков, разделенной перерывами.
Механизм четвертого типа смещения сводов можно представить
себе следующим образом. Над растущей антиклиналью возникает
несимметричное поднятие рельефа; поднятие неравномерно размы-
вается; его крутой склон размывается быстрее, так как на него более
активно действуют факторы денудации; в связи с этим водораздельная
линия перемещается в сторону пологого склона; ось образованной
над складкой возвышенности оказывается смещенной относительно
оси складки. При возобновлении осадконакопления распределение мощ-
ностей вдоль образующихся слоев контролируется положением оси
возвышенности, а не складки. Таким образом, складка в верхнем ком-
плексе оказывается смещенной относительно складки в нижнем ком-
плексе, отделенном от верхнего несогласием. Приведенный случай
подробно описан в ряде работ О. А. Рыжкова по Фергане, где такого
рода смещения складок имеют место в толще кайнозойских континен-
тальных моласс.
При непрерывном осадконакоплении в морских условиях с одно-
временным складкообразованием создаются поднятия морского дна
над растущими антиклиналями; поднятия эти создают особые условия
для осадконакопления: обычно на поднятых участках формируются
меньшие мощности, а на склонах — большие мощности, т. е. осадко-
накоплением нивелируются образующиеся неровности; продолжа-
ющийся подъем складки обновляет тектонический рельеф дна,
восстанавливая условия неравномерного накопления мощностей. В ре-
зультате в толщах значительной мощности и длительного формирования
могут наблюдаться закономерные увеличения мощности к крыльям
складок. Но процесс распределения осадков над растущей антикли-
налью может быть более сложен; так, осадконакопление может соче-
таться с подводным размывом, течения могут распределять вновь от-
лагающийся материал несимметрично по отношению к складке и т. д.;
в результате свод складки может с течением времени смещаться. Сум-
марное его смещение будет представлять собой как бы интеграл очень
малых последовательно происходивших смещений.
Интересная попытка выяснения закономерностей смещений чет-
вертого типа в связи с процессами складкообразования и осадконако-
пления была произведена О. А. Рыжковым (1949) на примере складок
Ферганской долины. Развивая точку зрения В. И. Попова о «пере-
катывании осей» складок Ферганы, О. А. Рыжков выделяет два типа
складки со смещенными сводами.
Первые из них — одноосные брахиантиклинали —
возникают при непрерывности складкообразования и седиментации.
Эти складки характеризуются одной осевой поверхностью, общей для
нижних и верхних горизонтов. Поверхность эта дугообразно изогнута
и обращена выпуклостью в сторону крутого крыла. Непрерывность
складкообразования обусловливает здесь отсутствие денудационных
поверхностей (перерывов) в разрезе толщ, слагающих антиклиналь;
поэтому осевая поверхность также является непрерывной. Для одно-
осных брахиантиклиналей характерно уменьшение мощности конти-
нентальных моласс (неоген) в приосевой части складки, смещение зоны
уменьшенной мощности на крутое крыло * следовательно, смещение
сводов в более верхних горизонтах относительно сводов нижних гори-
зонтов в сторону более пологого крыла и в результате образование
осевой поверхности, обращенной вогнутой стороной в направлении
перекатывания сводов (рис. 63).
Складки второго типа — многоосные брахиантикли-
нали — возникают при наличии перерывов; поверхности денудации
как бы разделяют осевую поверхность на ряд смещенных отрезков.
В наиболее простом случае, при наличии одного перерыва, часть
складки, расположенная ниже денудационной поверхности, имеет одну
осевую поверхность, а часть складки выше денудационной поверх-
ности — другую осевую поверхность. Относительные смещения обеих
осевых поверхностей связаны с ростом складки в условиях
денудации.
Рис. 63. Схематический раз-
рез через одноосную (а) и
двуосную складку (б). По
О. А. Рыжкову (1955)
236
Д. А. Казимировым (1962), а также Л. Г. Никифоровым и А. А. Са-
мойловой (1967) для исследования особенностей формирования складок
в процессе осадконакопления было проведено моделирование складок
в русловых и волновых лотках, показавшее смещение сводов в сторону
переноса осадков. Установлено, что более пологие складки
обладают бдлыпим смещением сводов. Были изучены также складки
над разрывами в фундаменте. Было показано, что складки образуются
над приподнятыми блоками, но что вниз по разрезу свод смещается
по направлению к сбрасывателю.
Представим смещение сводов в процессе осадконакопления в более
обобщенном виде. Изменения мощностей и фациально-литологические
особенности осадков в пределах складки связаны с тектоническими
движениями через рельеф или в более широком понимании через гео-
морфологическую обстановку, которая возникает на рассматриваемом
участке в процессе формирования тектонических форм. Однако как
в формировании рельефа, так и в осадкообразовании принимают участие
экзогенные факторы (распределение течений в плане и по вертикали,
подводнооползневые явления, различные виды денудации). Связь явле-
ний, обусловливающих смещение сводов складок, формирующихся
в процессе прерывистого или непрерывного осадконакопления, можно
представить в виде схемы.
Экзогенные _________
факторы ______
Текто- Форми- Рельеф
ниче- рование (в том чи-
ские -> складок—>сле рельеф
Особенности
распределения
осадков (изме-
Смещение сводов
складок, форми-
рующихся в про-
движе-
ния
дна в ус- нения мощно- цессе непрерывно-
ловиях ~*стей и фациаль-^го и прерывистого
непрерыв-
ного осад-
конакоп-
ления)
но-литологиче-
ских особен-
ностей)
осадконакопления
При анализе явлений несовпадения сводов надо учитывать все
четыре перечисленных главных фактора (наклон осевой плоскости,
региональные изменения мощностей, дисгармонию и особенности по-
верхностных условий накопления осадков над растущими антиклина-
лями) и выяснить их соотношения и относительную роль в действи-
тельном смещении сводов складок.
Универсальная классификация смещения сводов была предложена
В. Е. Хаиным (1953), которым выделено более десяти типов смещений.
Близка к предлагаемой нами схеме смещения сводов схема О. А. Рыж-
кова, разработанная им для антиклиналей Ферганы (1955).
Смещение сводов в различных стратиграфических горизонтах
обобщается в понятии планового несоответствия (Бу-
харцев и Мирчинк, 1962), которое при помощи статистического ана-
лиза может быть выражено определенными цифровыми величинами.
237
Плановые несоответствия (г) были вычислены для различных син-
хронных поверхностей Жатыбайской и Узеньской брахиантиклиналей
(Бененсон и Тумаров, 1966) по формуле
2 (х —х) (у—у)
г = - — ---- _ ,
12(х-х)2 2 (У-у)2
где х и у —абсолютные, ахи у — средние глубины сравниваемых
поверхностей, из которых одна рассматривается как базисная.
При точном плановом соответствии г = 1; при обратном соотно-
шении (сравнение антиклинальной поверхности с точно симметричной
ей синклинальной) г = —1, а при полном несоответствии (например,
Рис. 64. Соотноше-
ния стратиграфи-
ческих поверхно-
стей Узеньской и
Жетыбайской
складок с базисной
поверхностью бат-
ского яруса. По
В. А. Бененсону
и К. К. Тумыреву
(1966)
Вертикальные линии
обозначают страти-
графические поверх-
ности, для которых
определялись г и р,
в частности 0 — зем-
ная поверхность. 1—
подошва эоцена , 2—
подошва сеномана,
3 — подошва альба.
4— подошва бата
при сравнении антиклинального изгиба с горизонтальной плоскостью)
г = 0. Кроме того, были рассмотрены показатели высотных отно-
ох
тении р = —, где ох и оу — среднеквадратичные отклонения поверх-
ности от их средних глубин залегания. Были получены кривые (рис. 64),
наглядно демонстрирующие характер плановых и высотных соответ-
ствий относительно базисной поверхности — подошвы апта. Сравнивая
такие диаграммы, можно различать антиклинали и купола по особен-
ностям смещения их контуров и изменения высот по разным поверх-
ностям. Выясненная при этом закономерность может иметь существен-
ное значение при поисковых и разведочных работах. Исследования
этого типа расширяются. Кривые г построены для ряда антиклиналей
Южно-Эмбенского поднятия (Завгородний, 1966). При дальнейшем
развитии методики желательно отражать в диаграммах (таблицах)
не только осредненные изменения структурного плана и высот, но и сме-
щения верхней (или нижней) точки исследуемой тектонической формы
и ее длинной оси с учетом ориентировки относительно стран света.
ПРЕДСТАВЛЕНИЯ О МЕХАНИЗМЕ ОБРАЗОВАНИЯ СКЛАДОК
Механизм образования складок определяется смятием слоистой
толщи или отдельных частей ее. Смятие обычно сопровождается тече-
нием. Течение выражается в оттекании пластического материала из
одних участков в другие участки, испытывающие сравнительно мень-
шую нагрузку или меньшее сжатие. Участки слоистой структуры,
из которых происходит оттекание материала, испытывают уменьшение
размеров (объема) слоев, что сказывается в их утонении или выжимании;
участки же слоистой структуры, в которые притекает материал (в кото-
рых он аккумулируется), характеризуются утолщением слоев, иногда
сопровождаемым инъекциями материала одних слоев (относительно
пластичных) в пространства, занимаемые другими слоями. Даже если
складкообразование происходит в условиях всестороннего сжатия,
в направлении течения может происходить значительное растяжение,
выражающееся в растягивании и разрывании прослоев. Таким образом,
в рассматриваемом случае в складке мы будем наблюдать участки
со значительным сжатием, смятием прослоев и аккумуляцией мате-
риала и наряду с этим участки с явными признаками растяжения.
Здесь нет никакого противоречия, так как складки не являются резуль-
татом общего сжатия, как это иногда считают, а результатом пере-
распределения материала в процессе пластической деформации слоев,
которая, если пренебречь изменениями объемов в процессе деформации
за счет гидратации, дегидратации, метаморфизации и т. д., должна
протекать при постоянном объеме. Происходящее при этом сжатие
в одном направлении, перпендикулярное осевым поверхностям складок,
компенсируется растяжением в другом направлении. Такой механизм
экспериментально воспроизведен Е. И. Паталаха (1967). Для складок,
названных им складками ламинарного течения,
характерно убывание кривизны от максимума на сводах до нуля на
крыльях. Подобная форма изгибов слоев аппроксимируется парабо-
лой у = ]/2рх + Ь с параметром р = 1—1,5. Существует большая
239
группа складок, при образовании которых не происходит перераспре-
деление материала в пределах слоя, а лишь утоныпение одних его
участков вследствие растяжения, тогда как другие участки сохраняют
прежнюю мощность. К таким складкам относятся куполовидные из-
гибы растягивающихся слоев над выпирающими ядрами (папример,
над соляными массивами), флексуры, складки опускания и т. д.
В разработке общих представлений о механизме складкообразо-
вания основное внимание уделяется динамическим условиям форми-
рования складок и особенностям складкообразования в неоднородной
слоистой толще.
ДИНАМИЧЕСКИЕ УСЛОВИЯ ФОРМИРОВАНИЯ СКЛАДОК
Динамические условия формирования складчатости в течение
долгого времени представлялись как сокращение и сморщивание слоев,
слагающих земную кору в результате контракции, вызываемой посте-
пенным охлаждением Земли.
Во второй половине XIX в. ив начале XX в., в период господства
контракционной гипотезы, геологов более всего занимал вопрос о на-
правлении наибольшего сжатия и, как привыкли говорить, давления.
В эту эпоху были значительно развиты упрощенные представления,
связывавшие ориентировку складок и наклона их осевых поверхностей
с направлением усилий или давлений. Следует отметить большую
положительную роль русских геологов М. П. Рудзского и Н. А. Го-
ловкинского, показавших несостоятельность таких взглядов и указав-
ших, что формирование складок определяется не направлением давле-
ния, а движением материала, образующего складки, и особенностями
этого движения. Так, в работе М. П. Рудзского (1889) показана не-
состоятельность принципов Э. Зюсса и А. Гейма в вопросе определения
направления складок.
Принцип Э. Зюсса заключается в признании того, что складки
опрокидываются в сторону, противоположную той, с которой действует
боковое давление, или, иными словами, они опрокидываются по на-
правлению давления. Здесь складки сравниваются с волнами моря,
клонящимися всегда по направлению ветра. Принцип А. Гейма —
опрокидывание складок — зависит не от направления сил, а от того,
в какую сторону наклонен уровень, на котором образовались эти
складки. М. П. Рудзский, рассмотрев ряд конкретных примеров, осно-
ванных главным образом на исследованиях И. В. Мушкетова в Средней
Азии, пришел к выводу, что как принцип 3. Зюсса, так и принцип
А. Гейма не отвечают фактическому положению вещей и учитывают
каждый только одну сторону явления.
М. П. Рудзский указал, что наклон складок может зависеть от ряда
факторов, а именно:
1) от направления движения пластов;
2) от наклона основания складок («мы не в состоянии определять
предельный угол того наклонения, до которого направление движения
преобладает пад наклонностью, но, очевидно, такой угол может и дол-
243
жен существовать. С превышением его влияние наклонности возь-
мет верх»);
3) от физических свойств пород; если «податливость» пласта изме-
няется в горизонтальном направлении, то наиболее податливые части
пласта будут наиболее легко изгибаться. «Если предположить, что
дай пласт породы, податливость которой изменяется постепенно в изве-
стном направлении (разумеется, горизонтальном), и что он подвер-
гается боковому давлению, действующему по тому же направлению. . .,
то вершины складок не будут расположены симметрично относительно
обоих склонов, а ближе к тому, на стороне которого порода была подат-
лива» (Рудзскпй, 1892).
М. П. Рудзским рассмотрен также вопрос о ширине складок в зави-
симости от свойств пластов. Он указывал, что «если образовалось
несколько складок подряд, то и ширина их должна уменьшаться вместе
с уменьшением твердости породы», а также с уменьшением толщины
пласта. Внимание М. П. Рудзского было привлечено также механизмом
складчатости, в которой участвует «несколько пластов разного вещества
и с разнородным изменением твердости». Для решения этих вопросов
он предлагал проведение экспериментальных исследований.
Следующий важный вопрос, затронутый М. П. Рудзским, касается
изгибания складчатых дуг. В этом вопросе он также подверг критике
концепцию Э. Зюсса о том, что оси складок и хребтов должны быть
вогнуты с той стороны, откуда действовало боковое давление.
М. П. Рудзскпй показал несоответствие действительного расположения
многих складчатых дуг (например, в Андах, в Новой Зеландии) ука-
занной концепции Зюсса. С точки зрения этой концепции, на Керчен-
ском полуострове, где близко друг к другу расположены складки,
изогнутые на север и на юг, пришлось бы допустить, что «на расстоянии
нескольких верст могла совершиться перемена в направлении танген-
циального движения на прямо противоположное». В действительности,
искривления складок объясняются более сложными причинами, в ко-
торых участвуют как движения, так и пространственное распределение
физических свойств материала, а также и «форма области, в которой
пластичность вещества такова, что могут образоваться складки».
Складка в представлении М. П. Рудзского (1892) возникает не
просто перпендикулярно к действующей силе, как это обычно прини-
малось ранее, а перпендикулярно к направлению «равнодействующей
всех сил и сопротивлений, действующих в этом месте». А так как напря-
жение действующих сил и сопротивлений обычно меняется постепенно
от места к месту, то и равнодействующие по своей величине и направле-
нию изменяются постепенно; следовательно, и направление складки
испытывает плавный поворот. Наряду с плавным изгибанием складча-
тости могут наблюдаться внезапные скачки там, «где физические свой-
ства пород внезапно изменяются или где появились трещины и сдвиги».
Уместно также привести высказывания Н. А. Головкинского (1868)
с оценкой господствовавших в то время представлений о причинах
образования складок в пермских отложениях востока Русской плат-
формы. «. . . Направление их (складок) близко подходило к направле-
нию Уральского хребта, вследствие чего их происхождение могло быть
приписано той же эпохе и тем же силам, которые произвели Уральский
16 Заказ 206. --—-—-——------------------------------- 241
хребет. Хотя силы эти известны не были, но от продолжительного обра-
щения с ними, как это обыкновенно делается, их привыкли считать
не только известными, но и понятными. Таким образом, происхождение
пермских складок казалось до того простым, что даже не требовало
никакого объяснения».
В настоящее время можно считать установленным, что динами-
ческие условия формирования складчатости (силы, формирующие
складчатость) могут быть весьма различными.
В отношении образования складок можно указать на различные
представления, не исключающие друг друга, а именно: 1) вследствие
двустороннего или одностороннего бокового сжатия; 2) вследствие
сжатия в слоях покрова в результате надвиговых перемещений блоков
основания; 3) вследствие перекашивания участков земной поверхности
в общем вращательном горизонтальном движении; 4) вследствие про-
скальзывания слоев (волочение); 5) в процессе погружения платфор-
менных синеклиз до хорды выпуклой земной поверхности; 6) вследствие
смятия в прогибах при общем их подъеме; 7) вследствие сползания
пластичных масс по склонам крупных поднятий в процессе их общего
подъема (гравитационный тектогенез); 8) в результате
знакопеременных движений по сбросам или по сдвигам; 9) при неравно-
мерном опускании блоков; 10) при неравномерном поднятии блоков и др.
Все перечисленные представления отражают в той или иной мере
реально существующие природные соотношения. Неправильно, ко-
нечно, придавать какому-либо одному из указанных механизмов
исключительное значение. Неправильно также отрицать возможность
существования одного из этих механизмов на основании того, что не все
случаи образования складок могут быть им объяснены.
Боковое сжатие. Образование складок вследствие двустороннего
бокового сжатия со стороны двух сдвигающихся блоков — случай,
по-видимому, весьма редкий, хотя и возможный. Представления о доми-
нирующем значении складчатости такого происхождения были очень
широко распространены в геологии во время господства той формы
контракционной гипотезы, которая представляла складчатость как
результат бокового (тангенциального) сокращения земной коры
и ее сморщивания.
Так, Г. Штилле (1910, 1964) сводил складчатость к эпизодическому
сближению рам и к сокращению разделяющих их и обрамленных ими
полей. Эти представления подвергались критике со стороны В. В. Бело-
усова (1948, 1954). Он отметил, в частности, что механизм внешнего
бокового сдавливания не объясняет: 1) образования платформенной
складчатости, куполовидные формы которой часто лишены четкой
ориентированности и линейности в расположении; 2) складкообразова-
ния в более или менее замкнутых овалах (Венгерский, Западно-Среди-
земноморский и др.), на которые разделяются некоторые складчатые
области; овалы эти окружены жесткой платформой, что исключает их
сдавливание за счет сближения противоположных участков платформы;
3) складчатости в «слепых концах» пучков складок, подковообразно
охватываемых платформой (северо-западное окончание Донбасса, по-
гружения Большого Кавказа, окончания Пиренеев и т. д.); 4) начала
развития складчатости в средней части геосинклиналей и распростра-
242 --------—-------------------------------------------
Все о геологии
http://geo.web.ru/
пение ее со временем на периферические участки; при сдавливании
геосинклинали со стороны окружающих ее платформ имели бы место
обратные соотношения.
Более распространены случаи образования складок при одно-
стороннем боковом сжатии со стороны поднятого относительно же-
сткого блока на смежные относительно прогнутые участки. К такому
типу складок А. В. Пейве (1938) отнес некоторые антиклинали и син-
клинали Средней Азии, развитые в породах мезо-кайнозойского чехла.
Вследствие движения палеозойского массива вдоль него образуется
в мезозойских и третичных отложениях ряд сравнительно мелких
складок, которые можно назвать фронтальными. При удале-
нии от палеозойского массива они постепенно затухают.
К механизму одностороннего сжатия относятся указываемые
В. В. Белоусовым (1962) случаи распирающего действия на боковые
породы поднимающихся ядер (гранито-гнейсовых, диапировых и т. д.)
и горизонтального давления на окружающие массы расползающегося
под влиянием силы тяжести относительно поднятого блока земной
коры. Складчатость, образующуюся в результате бокового сжатия
и гравитационного соскальзывания, В. В. Белоусов (1962) называет
складчатостью общего смятия. К рассматриваемому
механизму принадлежат также складки коробления
В. В. Бронгулеева (1956, 1962).
Надвиговое перемещение блоков основания. При надвиговом пере-
мещении блоков основания в результате сокращения общей поверх-
ности, занимаемой покровом, в слоях покрова возникает складчатость,
компенсирующая это сокращение.
Перекашивание в горизонтальной плоскости. О явлениях общего
горизонтального перекашивания вследствие глубинных горизонталь-
ных вращательных движений говорят рассмотренные выше данные по
платформенной трещиноватости в свете истолкования ее генезиса
В. Г. Войновским-Кригером (1948). Такое происхождение платформен-
ной трещиноватости косвенно подтверждается экспериментальными
данными У. Мида, который подвергал горизонтальному перекашиванию
слой парафина, нанесенный на лист резины; эксперименты эти произ-
водились тогда в связи с изучением трещиноватости гранитных мас-
сивов. Результаты опытов У. Мида воспроизведены в русском издании
«Структурной геологии» Ч. К. Лизса (1935).
Горизонтальное перекашивание крупных участков может вызвать
и образование складок, ориентировка которых определяется направле-
ниями максимального горизонтального сжатия и максимального
горизонтального растяжения; эти направления будут диагональиы
по отношению к направлению максимальных скалывающих напряже-
ний, вдоль которых возникает трещиноватость. Возможно, что некото-
рые платформенные складки действительно имеют такое происхождение.
Об этом говорит, в частности, установленная Е. Н. Пермяковым (1949)
эмпирическая закономерность в расположении основных направлений
трещиноватости диагонально к длинным осям некоторых платформен-
ных складок. Выделенная Е. Н. Пермяковым трещиноватость диаго-
нального типа характерна для платформенных брахиантиклиналей,
структурных носов и погружений складок. Удлиненные платформенные
16*
243
антиклинали, зоны сбросов и флексур Русской платформы не нахо-
дятся в таком соотношении с региональной трещиноватостью, и на
формирование их, следовательно, вряд ли могло влиять горизонтальное
перекашивание.
Вероятно, с горизонтальным перекашиванием следует связывать
также образование параллельных пучков четко выраженных линейных
складок с горизонтальным положением зеркала складчатости па от-
дельных участках платформ (например, складчатость Юрских гор,
чехла Южно-Китайской платформы). С горизонтальным перекашива-
нием присдвиговых участков связано формирование оперяющих скла-
док, оси которых располагаются под углом к направлению
разлома.
Проскальзывание слоев (волочение). С этим механизмом связаны
складки волочения, образующиеся: а) в приразломных
зонах в результате сбросовых и надвиговых перемещений по разломам,
б) в пластичных слоях при проскальзывании верхних слоев относи-
тельно нижних в процессе складкообразования. Осевые поверхности
складок волочения расположены в первом случае под углом к поверх-
ности разлома, а во втором случае под углом к поверхности напла-
стования.
Общее погружение. Случай складкообразования при общем погру-
жении был упомянут в связи с рассмотрением вопроса о происхождении
платформенной складчатости вследствие прогибания выпуклых сине-
клиз до положения стягивающих их хорд. Было показано (Магницкий,
1946), что происходящее при этом сокращение пространства, занима-
емого осадочными толщами платформенного чехла, достаточно для
образования складок типа валов.
Общее поднятие. Можно полагать, что при постепенном прогибании
глубоких узких впадин (прогибов типа флишевых геосинклиналей
и т. д.) происходит общее растяжение выполняющих их погружа-
ющихся толщ. При смене погружения общим подъемом растянутые
ранее толщи будут сминаться, образуя системы складок, тем более
сжатых, чем большим был размах их прогибания и подъема. Таково,
вероятно, происхождение складчатости во флишевых и сланцевых
формациях геосинклинальных областей. Складки этих формаций почти
всегда постседиментационные, что хорошо увязывается с формирова-
нием их в процессе восходящих движений, когда накопление толщ,
сминаемых в складки, было уже в основном завершено. Данный случай
соответствует образованию так называемой «полной» или голоморфной
складчатости по В. В. Белоусову.
В. А. Горин и П. П. Тамразян (1954) считают возможным при-
менять рассматриваемый механизм к образованию диапировых складок.
Ими установлено, что при растяжении слоев в процессе прогибания
могут образоваться криптодиапировые складки, а при сжатии их
во время подъема синклинального блока могут образовываться насто-
ящие диапировые складки. Чем глубже находится пласт при погруже-
нии, чем более он был растянут, тем более он будет сжат при подъеме
и тем больше будет эффект выпирания. Указанные авторы считают, что
преобразования вертикальных восходящих движений в складчатые
могут происходить в условиях относительно широких и плоских
244
(по сравнению с флишевыми прогибами) впадин юго-восточного
погружения Кавказа, выполненных третичными отложениями.
Выдавливанием снизу материала, выполняющего Апшероно-Кобы-
станский прогиб, В. А. Горин (1954) объясняет образовавшуюся здесь
складчатость. Механизм складчатости здесь, по мнению В. А. Горина,
связан с поднятием от давления снизу обширной мульды, заполненной
мощной толщей третичных осадков. Деформации всех видов сводятся
к перераспределению пластического материала, к складчатости и раз-
рывам, причем в нижней части мульды господствует сжатие, в верх-
ней — растяжение. Процесс сопровождается сдвигами в малопластич-
ном фундаменте (мезозой), определяющими заложение диапировых
складок. Рост складок начался в период седиментации, на что указы-
вают утонения слоев к сводам складок.
Складки общего погружения и общего поднятия в Днепровско-
Донецкой впадине В. М. Смелянский (1964) предлагает именовать
«складками сдавливания».
Складчатость бокового сжатия отличается от складчатости общего
поднятия в основном тем, что в первом случае активной является «рама»
складчатости, а во втором случае сама сминаемая выпирающая масса.
По динамическим условиям формирования складчатости к рассматри-
ваемому варианту очень близка складчатость нагнета-
ния, а также являющаяся ее разновидностью глубинная или
метаморфическая складчатость В. В. Белоусова
(1962). Складчатость нагнетания, по В. В. Белоусову, образуется
«в результате послойного перетекания пластичных пород». К такой
складчатости, в частности, следует относить смятия слоев внутри диапи-
ровых и соляных массивов. Глубинная или метаморфическая складча-
тость — это «тесно сжатая изоклинальная складчатость, подобная той,
которая наблюдается в ядрах соляных диапиров», но возникающая
в «огромных ядрах нагнетания (глубинного происхождения)» — гра-
нито-гнейсовых и мигматитовых куполов. Представление о таких
глубинных ядрах было конкретизировано А. А. Сорским (1962, стр. 31)
на примере осевой зоны Восточного Кавказа. По А. А. Сорскому,
«основной зоной интенсивного смятия слоев в складки является область
ядра мегантиклинория (Большого Кавказа), которое представляет ядро
выжимания, куда было направлено общее движение масс пород». Пред-
полагается, что вследствие разогревания пород, слагающих нижнюю
часть геосинклиналытого разреза, здесь сформировался «огромный
гранито-метаморфический диапир», а затем происходило его «медлен-
ное всплывание и вспучивание».
Нагнетанием пластичных пород в разрывные зоны, сопровожда-
ющие крутые флексуры, В. В. Белоусов (1962х) объясняет образование
надфлексурных складок. Другие исследователи механизм формиро-
вания этих складок связывают со знакопеременными движениями
по разломам. По-видимому, оба эти механизма, а также их сочетания
вполне возможны. Прифлексурные складки также могут возникать
в процессе общего погружения синеклиз, сопутствуемых общим сжа-
тием выполняющего их материала; в местах стыка платформенных
блоков — вблизи флексур эти сжимающие напряжения будут скорее
всего реализоваться в виде складок. К складчатости нагнетания
245
близко стоят складки течения В. В. Бронгулеева (1956,
1962).
Сползание со склонов и «расползание» под влиянием силы тяжести
(гравитационный тектогенез). Предполагается, что под действием силы
тяжести может происходить «расползание» верхних частей поднятых
блоков, что иллюстрируется примерами складчатости в некоторых
районах Большого Кавказа (Белоусов, 1962; Шевченко, 1962). Подоб-
ные же примеры описаны для Динарид И. И. Белостоцким (1964),
указывающим, что с раздавливанием растущих поднятий под влиянием
собственного веса и растеканием их вещества в стороны прилегающих
депрессий связано образование не только складок, но иногда и не-
больших надвигов — козырьков с горизонтальными перемещениями
в пределах сотен метров. Соскальзыванием пластичных осадочных толщ
со склонов поднятий или бортов прогибов (гравитационный тектогенез)
М. В. Муратов (1949) объясняет образование сжатых складок с надви-
гами в таврической сланцевой серии Крыма и флишевых толщах Кав-
каза. Признаками гравитационных складок, исследованных им в Дина-
ридах, И. И. Белостоцкий (1964) считает: а) уменьшение размеров
складок и увеличение интенсивности складчатости в более тонкосло-
истых и пластичных породах, в которых легче происходит скольжение
слоя по слою и имеется большое количество скользящих слоев в пачке
определенной мощности; б) опрокидывание складок от поднятия к деп-
рессии, что позволяет отличать гравитационные складки от складок
волочения; в) увеличение интенсивности складчатости и степени опро-
кидывания складок снизу вверх по разрезу; г) сгруживание масс в син-
клинальных прогибах с образованием сжатой или изоклинальной
складчатости (рис. 65).
К структурным формам гравитационного тектогенеза принадлежат
наземные и подводные оползни.
Знакопеременное движение по разломам. Подъем одного из смеж-
ных блоков приводит к растяжению слоев над разломом, последующее
опускание того же блока ведет к смятию растянутых ранее слоев и обра-
зованию складок над разломами. Таково вероятное происхождение
шовных антиклиналей Н. П. Хераскова. Подобный же механизм обра-
зования складок над сбросами описывался для некоторых антиклина-
лей Ферганы Д. П. Резвым и для некоторых флексурных складок
Русской платформы И. К. Зерчанииовым (1952, 1953). Горизонтальное
сдвижение блоков также вызывает растяжение слоев покрова, а дви-
жение с обратным знаком вдоль того же сдвига вызывает смятие этих
слоев и образование надразломной складки.
Рис. 65. Сгруживание гравита-
ционных складок в осевой части
крупной синклинали. По
И. И. Белостоцкому (1964)
246
Неравномерное опускание блоков. О. И. Пинчук (1965) склад-
чатостью опускания называет складчатость, образующуюся
вследствие неравномерного опускания соприкасающихся по сбросам
блоков земной коры, движение которых происходит одновременно
с накоплением осадков. Складки опускания обладают всеми признаками
конседиментационных складок.
Неравномерное поднятие блоков. Складчатость, являющуюся
непосредственным отражением в залегании слоев вертикальных дви-
жений глыб земной коры, В. В. Белоусов (1962) называет глыбо-
вой складчатостью; она обычно выражается сундучными
складками. «В пластичных мощных толщах сундучная форма складки
вверх по разрезу может смягчиться, переходя в куполовидную или
вилообразную» (Белоусов, 1962, стр. 5). Сюда можно отнести штам-
повые складки В. В. Бронгулеева (1956, 1962), возникающие
в результате «непосредственного нормального воздействия на слоистую
толщу тех или иных перемещающихся штампов», и отраженные
складки В. М. Смелянского (1964); сюда будут относиться многие
платформенные складки, особенно флексурные, которые можно увя-
зывать с движением блоков фундамента, надсолевые своды соляных
куполов и т. д.
Комбинированные динамические условия. Рассмотренные варианты
динамических условий формирования складчатости не исчерпывают
всего возможного природного многообразия. Кроме того, весьма веро-
ятно совместное комбинированное проявление нескольких из пере-
численных вариантов. Многие внешне сходные складки, принадлежа-
щие к одному и тому же морфологическому типу, могут образовываться
различными путями. Так, отмечалось, что прифлексурные складки
могут возникать вследствие общего прогибания (в платформенных
синеклизах), общего поднятия (нагнетания), знакопеременного дви-
жения по разломам и, вероятно, бокового сжатия.
Вертикальное раздавливание. Подчеркивая большое разнообразие условий
формирования складчатости, отметим, что некоторые представления о динамиче-
ских условиях формирования складчатости, по-видимому, не соответствуют реаль-
ным природным процессам. Это относится прежде всего к так называемому меха-
низму «вертикального раздавливания», с которым М. М. Тетяев (1941), В. В. Бело-
усов (1947, 1948), В. В. Бронгулеев (1947), Р. Уиллис и Б. Уиллис (1941) связы-
вают происхождение складчатости.
Сущность механизма вертикального раздавливания, по М. М. Тетяеву
и В. В. Белоусову, заключается в том, что складчатость возникает в условиях
вертикального раздавливания слоев при уменьшении их мощности и увеличении
площади. Предполагается в некоторых зонах действие встречных вертикальных
спл. Под влиянием неравномерного раздавливания осадочная оболочка «подвер-
гается пластической деформации, которая состоит в сплющивании, большем в се-
редине, и в горизонтальном послойном истечении (выжимании) материала слоев
из области большого давления наружу. Это истечение связано с уменьшением пер-
вичной мощности слоев в середине. На окраине зоны, где вертикальные силы сжа-
тия уже не действуют, послойные истечения встречают сопротивление со стороны
тех участков слоев, которые, не подвергаясь сжатию, не двигаются... Исходя из
механических свойств слоистой массы, следует предполагать, что это скучивапие
выжатого материала будет сопровождаться образованием в нем складок» (Белоусов,
1948, стр. 374). Встречной силой, вызывающей раздавливание, является прочность
вышележащей толщи.
Отметим, что с позиций механики вертикальное раздавливание в понимании
М. М. Тетяева и В. В. Белоусова не представляется реальным. Действительно,
247
предполагаемое ими горизонтальное растекание материала должно идти в напра-
влении наибольших сопротивлений, тогда как течение деформаций пластических
масс определяется, в частности, принципом наименьшей работы *.
Дифференциация колебательных движений. К числу слабо обосно-
ванных фактами и неясных с точки зрения механизма образования
складчатости следует отнести высказывания Л. Н. Розанова (1954)
о дифференциации колебательных движений при прохождении ими
петрографически разнородной толщи. По Л. Н. Розанову, коле-
бательные движения возникают на больших глубинах и, переходя
вверх через неоднородную толщу, расщепляются (дифференци-
руются) и в конце концов в приповерхностных ее частях дают начало
отдельным платформенным складкам. Важным методическим недостат-
ком изложенного представления является полный отрыв движения
от вещества осадочной оболочки. Действительно, движение не может
само по себе проникать через осадочную оболочку; оно может быть
присуще только самому ее веществу.
* *
*
В заключение следует еще раз отметить, что механизм формиро-
вания складок может быть весьма различным. В сущности любая про-
исходящая без разрыва сплошности деформация слоистой среды или
тела, обладающего слоистой структурой, ведет к образованию складок.
Единственным исключением может быть сдавливание в направлении,
перпендикулярном слоистости, которое должно вести только к умень-
шению мощности слоев. Но и в этом случае благодаря неоднородности
вещества, образующего слои, возникают складки уплотнения, описан-
ные в главе II и не имеющие ничего общего со «складками вертикаль-
ного раздавливания», появление которых весьма маловероятно. Таким
образом, складки могут возникать в результате действия любого реаль-
ного механизма (боковое сжатие, перекашивание, движение по разло-
мам и т. д.). Это не значит, что любые складки (или их системы,
совокупности и т. д.) могут быть созданы за счет любого механизма. На-
оборот, надо думать, что каждому специфическому механизму соответ-
ствуют особые типы складок (или их систем) и порядок их размещения
в пространстве. Например, для фронтальных складок, созданных за счет
одностороннего бокового сжатия, характерно группирование их в си-
стему параллельных складок с постепенным затуханием (уменьшение
высоты, уменьшение наклона крыльев) при удалении от фронта при-
ложения сил; для надразломных складок характерно их обособленное
положение, следование оси (шарнира) складки направлению разлома,
наличие растянутых (флексурных) крыльев и т. д.
Представляется очень существенным создание генетической клас-
сификации складок, в которой каждый генетический признак — каж-
дый реальный механизм складкообразования — был бы увязан с мор-
фологическими чертами, свойственными складкам, обязанным данному
механизму. Такая увязка могла бы быть произведена двумя путями:
механическим анализом моделей каждого реального механизма и экс-
* Подробный критический разбор гипотезы вертикального раздавливания
см. у С. М. Апресова (1951, 1952) и Ю. А. Косыгина (1940, 1948).
248 -----------------------.-----------------------------------
периментальным моделированием. Не исключено, что разные генети-
ческие классы будут представлены сходными складчатыми формами
(конвергенция признаков). При наличии такой классификации иссле-
дование пликативных дислокаций может стать методом выяснения
динамического режима Земли, т. е. выяснения величин, направлений,
продолжительности и изменчивости во времени действующих тектони-
ческих усилий. Поскольку складки в осадочной оболочке распростра-
нены повсеместно, такой метод можно будет рассматривать как
универсальный.
СКЛАДКООБРАЗОВАНИЕ В НЕОДНОРОДНОЙ СЛОИСТОЙ ТОЛЩЕ
Вопрос о влиянии неоднородности состава слоистой толщи на ход
складкообразования и форму складок иногда сводится к разделению
слоев по степеням компетентности (т. е. на компетентные,
слабокомпетентные, некомпетентные и т. д.).
Если считать, что разделение слоев по компетентности и выделе-
ние высококомпетентных пачек в слоистой толще нужны были для
объяснения возможности передачи через них усилий на большие рас-
стояния, то простые расчеты показывают, что горные породы осадочной
толщи, в частности наиболее крепкие из них — известняки, песчаники
и т. д., неспособны передавать усилия на большие расстояния, так как
будут раздроблены усилиями, значительно меньшими, чем это требуется
для складкообразования. Следовательно, для изучения поведения
в складкообразовании слоев различного состава надо слои разделить
не по признаку их способности передавать давления, так как это свой-
ство не имеет заметного значения в складкообразовании, а по особен-
ностям их движения при формировании складок. Решение этой задачи
было очень удачно намечено В. В. Белоусовым (1947), который ука-
зывал, что на форму складок влияют пластичность пород и толщина
слоев. «В породах более пластичных и тонкослоистых образуются более
острые и крутые складки, чем в тех же условиях в породах твердых
и толстослоистых» (стр. 7).
Форма складки в чередующемся комплексе слоев определяется
породами, преобладающими в разрезе (диктующие сдои), будь
то слабые и пластичные глины или твердые известняки.
Если, например, складчатость определяется известняками как
диктующими слоями, то подчиненные глинистые прослои приспо-
собляются к изгибам слоев известняка и в соответствии с этим испыты-
вают утолщения и утонения, гофрировку, короче говоря, перераспре-
деление материала по слою. Если складчатость определяется глинами
как диктующими слоями, то подчиненные известняковые прослои,
приспособляясь к изгибам слоев глин, но не будучи в состоянии в пла-
стичной форме повторить эти резкие изгибы, разламываются на ряд
обломков. Введенное В. В. Белоусовым представление о диктующих
слоях позволяет подходить к анализу деформаций слоев различного
литологического состава и различных механических свойств, входящих
в состав складчатых разнородных комплексов.
Несколько иначе подходил к выяснению особенностей поведения
слоев^при складкообразовании В. Н. Данилович (1949), который ввел
249
понятие о жестких слоях. Жесткими он называл такие слои,
«вещество которых практически неспособно течь, когда вмещающая
их среда находится в состоянии течения» (стр. 565) (например, прослои
крепких песчаников и кварцитов в глинистых сланцах; интересно
также отметить, что прослои ангидритов, деформируемые в пластич-
ной среде каменной соли, а также прослои каменной соли, деформиру-
емые в еще более пластичной среде калийных солей, будут вести себя
как жесткие прослои). В процессе растяжения вмещающего слоя при
складкообразовании жесткие прослои расчленяются на блоки посред-
ством трещин скалывания, ориентированных под углом 45° к слоистости,
и трещин растяжения, к ней перпендикулярных. Этот механизм об-
условливает удлинение слоя, не способного к пластическому вытяги-
ванию, и дальнейшее растаскивание отдельных его блоков (б у д и-
н а ж).
Оценивая оба подхода, надо признать, что выделение диктующих
слоев позволяет рассматривать вопрос о складкообразовании в неодно-
родной слоистой толще более широко, с учетом и литологического
состава, и механических свойств, и мощностей слоев; выделяя дикту-
ющие слои, можно предвидеть, что при значительных фациально-
литологических изменениях состава толщи по простиранию роль дикту-
ющих может переходить от одних слоев к другим, что в свою очередь
должно сказываться на изменении характера складок. Таким
образом, намечается интересный путь к исследованию закономерных
связей между вещественным составом толщи и типом развитых в ней
складок.
Выделение жестких слоев существенно для выяснения особен-
ностей перераспределения материала на сравнительно небольших
участках, являющихся в ряде случаев лишь частями складки. Метод
выделения жестких слоев позволяет выяснить происхождение мелких
структурных осложнений, которые сопровождают любую крупную
складку, что может быть важно для суждения о морфологии и генезисе
складки в целом.
Таким образом, оба наметившихся пути исследования складко-
образования в неоднородной слоистой толще плодотворны и дополняют
друг друга.
ЗНАЧЕНИЕ ИЗУЧЕНИЯ ПЛИКАТИВНЫХ ДИСЛОКАЦИЙ
ПРИ ПОИСКАХ И РАЗВЕДКЕ ПОЛЕЗНЫХ ИСКОПАЕМЫХ
Изучение пликативных дислокаций при поисках и разведках
полезных ископаемых имеет, по крайней мере, двоякое значение: струк-
турное и поисковое.
Во-первых, выяснение морфологии складок всегда существенно
для определения глубины залегания и доступности для разработки
полезных ископаемых, образующих пластовые залежи. Например,
залежи каменных углей могут быть доступными на сводах антиклина-
лей и на крыльях складок, но могут быть не доступными в синклиналях
из-за большой глубины залегания. Изучение сложных складок в ядрах
соляных антиклиналей и куполов оказывается весьма существенным
при проектировании и проходке горных выработок (штреков, квершла-
250
гов и т. д.) в шахтах, заложенных для разработки пластов калийных
солен (рис. 66).
Во-вторых, изучение морфологии складок приобретаетнепосредствен-
ный поисковый смысл в тех случаях, когда залежи полезных ископаемых
бывают приурочены к определенным частям складок. В первую оче-
редь это касается нефти и газа, для которых своды антиклинальных
складок могут быть естественными трапами, местами аккумуляции
нефти и газа в результате гравитационного перераспределения флюидов
(нефть, газ, вода) в пластах пористых и проницаемых пород. При равно-
мерной проницаемости продуктивных пластов и при простых формах
складчатости, не осложненных дизъюнктивными дислокациями, залежи
нефти или газа могут строго соответствовать сводовым частям анти-
клиналей (рис. 67). При изменении состава пласта по латерали с умень-
шением его проницаемости или в случае выклинивания пласта поло-
жение залежи нефти (газа) определяется как формой антиклинали,
так и особенностями литологии пласта (рис. 68). В складках, нару-
шенных сбросами (надвигами), положение залежи нефти (газа) может
отчасти контролироваться дизъюнктивами, которыми пористые нефте-
газосодержащие пласты могут быть смещены и «запечатаны»; в таком
случае путь нефти, мигрирующей в силу гравитационного перераспре-
деления к своду складки, может быть прегражден (экранирован) дизъ-
юнктивом (см. рис. 55).
С антиклинальными и синклинальными складками связаны также
рудные месторождения. Как отмечалось выше, в процессе складко-
образования происходит растяжение в направлении осевых поверх-
ностей и сжатие в направлениях, им перпендикулярных. В результате
растяжения в направлении осевых поверхностей в замках складок
создаются области пониженного давления и возникают послойные
полости приоткрывания, которые служат для продвижения растворов,
изменяющих прилегающие к полостям породы. Так образуются
Рис. 66. Разрез через ан-
тиклиналь Финенбург. По
Р. Фульда из Ф. Лотце
(1938)
1 — каменная соль; 2 — калий-
ные соли; 3 — ангидрит; 4 —
глины; 5 — пестрый песчаник
(Т,); 6 — раковинный известняк
(Ts); 7 — кейпер (Тэ); в —
нижний мел (Сг,); 9 — верхний
мел (Сг2); 10 — подземные вы-
работки
251
б
Рис. 67. Залежи нефти на
Берекейской антиклинали. Па
П. И. Куприну (из А. И. Ере-
менко, 1961)
а — поперечный разрез; б — струк-
турная карта по подошве хадум-
сксго горизонта; I — нефтяные за-
лежи; 2 — сбросы
Рис. 68. Иловлинское месторождение
(залежи нефти в тульском гори-
зонте). По Т. В. Бугровой из
А. И. Еременко (1961)
седловидные жилы (рис. 69), которые, в частности, могут
быть золоторудными.
Изучение складчатой структуры важно для решения вопросов
водоснабжения, поскольку с крупными синклинальными складками
обычно связаны бассейны артезианских вод.
ЗАКЛЮЧЕНИЕ
Пликативные дислокации слоистой структуры в своей совокуп-
ности образуют складчатую структуру осадочной оболочки. Складчатая
структура является одновременно и слоистой структурой, так как ее
элементами также являются слои, однако слои, изогнутые и каким-либо
образом трансформированные. Степень изогнутости (наклоны крыльев,
размеры складок, «плотность» расположения складок) и трансформи-
рованность (искажение мощностей, выжимание слоев, пространственные
изменения мощностей на конседиментационных складках, явления
неравномерного уплотнения и т. д.) позволяют судить о деформациях
слоистой структуры (сжатие, растяжение, сдвиг), интенсивности дефор-
маций в различных участках (зоны линейной складчатости и т. д.)
и в различные интервалы геологического времени (складчатость в раз-
личных структурных этажах).
Рис. 69. Седловидные жилы
в районе Маунт Униэйк
в Канаде. По Ч. Ф. Парку
и Р. А. Мак-Дормиду
(1966)
1 — твердые массивные породы;
2 — аспидные сланцы; 3 —
кварц
253
Пликативные дислокации в отличие от дизъюнктивных не нару-
шают связей слоистой структуры, поэтому не разделяют осадочную
оболочку на участки, подобные блокам. Исследование пликативных
дислокаций способствует выяснению динамики развития геологической
структуры в пределах блоков с ограниченными дизъюнктивными гра-
ницами или в зонах, расположенных вдоль этих границ. Вместе с тем
складчатые формы, осложняющие слоистую структуру в пределах
блоков, могут быть в свою очередь нарушены дизъюнктивами, по кото-
рым обособляются блоки высших порядков.
Если изучение слоистой и блоковой структуры на основе принци-
пов последовательности напластования и унаследованности позволяет
выяснять историю развития осадочной оболочки Земли, то изучение
складчатой структуры служит путем выяснения динамических условий
существования осадочной оболочки на различных ее этапах.
В эпоху господства контракционной гипотезы, когда боковое
сжатие считалось главной причиной, изменяющей лик Земли, когда
складчатость считалась «сжатием горных пород в более узкую область»
(Штилле, 1913, 1964, стр. 56), исследование складчатых структур ле-
жало в основе тектонического изучения Земли. Впоследствии изучение
слоистой структуры, мощностей слоев и т. д. (М. М. Тетяев) и глу-
бинных разломов (Н. С. Шатский, А. В. Пейве) способствовало выясне-
нию роли вертикальных движений блоков в развитии осадочной обо-
лочки. Эти явления стали считаться доминирующими, складчатость
же считали производным явлением и ей уделялось недостаточное
внимание. Теперь установлено, что: 1) складчатость может быть связана
с любым реальным механизмом деформаций слоистой структуры;
2) складчатость проявляется в пределах континентальных массивов
в любых участках осадочной оболочки, в том числе и на платформах,
которые ранее считались нескладчатыми; 3) складчатость проявляется
с разной интенсивностью на всем протяжении времени формирования
осадочной оболочки. Поэтому складчатость можно рассматривать
как универсальное явление и исследование складчатой структуры и ее
развития может являться одной из важных основ для реконструкции
динамической истории осадочной оболочки Земли. Действительно,
представление о динамической истории осадочной оболочки как смене
кратковременных орогенических фаз длительными анорогенными пери-
одами было основано на исследовании складчатости при признании
единого механизма ее формирования. Эти представления пока не опро-
вергнуты, хотя высказано очень много справедливых соображений
об их несостоятельности и приведены факты, существенно противоре-
чащие канону Г. Штилле. Очевидно, пришла пора пересмотра предста-
влений об истории складчатости (фазы, темп и т. д.), исходя из призна-
ния множественности механизмов ее формирования.
Все о геологии
http://geo.web.ru/
ГЛАВА V
ИНЪЕКТИВНЫЕ ДИСЛОКАЦИИ
Помимо дизъюнктивных и пликативных дислокаций, являющихся
главным образом результатом перемещения участков слоистой струк-
туры (или геологических границ и тел вообще), следует выделять еще
одну форму дислокаций, заключающуюся во внедрении или проникно-
вении вещества одного (или одних) геологического тела (слоев) в про-
странство, занимаемое другими геологическими телами (слоями).
К таким дислокациям относятся диапировые складки с глиняными
и соляными ядрами, магматические интрузивные тела, трещинные маг-
матические и соляные инъекции, нептунические дайки, некки и т. д.
Рассматриваемые дислокации представляют собой главным обра-
зом результат проникновения вещества нижних слоев в пространство
верхних слоев, перемещения его снизу вверх в направлении наимень-
шего сопротивления. Многие инъективные дислокации сопровождаются
проникновением вещества по латерали и вниз. Дислокации рассматри-
ваемого типа, подобно дизъюнктивным дислокациям, сопровождаются
разрывами сплошности слоистой структуры, но в отличие от дизъюнк-
тивных дислокаций они сопровождаются обязательно образованием
в результате аккумуляции вещества, проникающего из одних слоев
в другие, новых геологических тел с самостоятельной формой залегания.
В геологической литературе отсутствует пока термин для обозна-
чения обрисованной здесь группы дислокаций. Можно было бы назвать
их диапировыми в широком смысле слова, поскольку так иногда назы-
вают не только классические диапировые складки, но и соляные купола
(«соляные диапиры») и интрузивные тела («диапир-плутоны»). Однако
во всех зтих случаях подразумевается протыкание твердым (хотя
бы и пластичным) телом другого твердого тела с обязательной деформа-
цией последнего. Проникновение в жидком виде вещества нижнего слоя
в пространство верхнего слоя ведет к образованию дислокаций, которые
не могут быть названы диапировыми при строгом следовании смыслу
греческого корпя этого термина (диапиро — протыкаю, пронзаю).
Очевидно, что очерченный здесь класс дислокаций более широк, чем
дислокации, связанные с диапиризмом. Пока вследствие трудностей
подыскания более удачного термина будем называть рассматриваемые
дислокации инъективными.
------------------------------------------------------------ 255-
Все о геологии
http://geo.web.ru/
Между инъективными дислокациями, с одной стороны, и дизъюнк-
тивными и пликативными, — с другой, нельзя провести резких граней.
Ядра дисгармоничных складок часто сопровождаются внедрением ве-
щества нижних слоев в пространство верхних и представляют собой,
таким образом, зародышевые формы диапировых ядер. Кстати, заметим,
что, по Г. Штилле (1924, 1940, 1964), инъекции магмы и даже ее поверх-
ностные излияния могут считаться крайней формой дисгармоничной
складчатости. Разломы, в полости которых внедрился пластичный,
жидкий или брекчированный магматический или осадочный материал,
могут рассматриваться как трещинные инъекции. Таким образом,
инъективные дислокации находятся в очень тесной связи с дизъюнктив-
ными и пликативными дислокациями и сочетаются с ними. К инъектив-
ным дислокациям должны быть отнесены также пластовые интрузии —
силлы, которые становятся слоями — членами той слоистой структуры,
в которую они внедрились. Однако эти члены неполноправны с «ос-
новными» членами слоистой структуры, поскольку на них не распро-
страняется закон последовательности напластования и его хронологи-
ческие следствия. К инъективным дислокациям можно было бы от-
нести внутриформационпые тела тектонических и кристаллизационных
брекчий, а также внутриформационпые тела мигматитов и анатектитов
в толщах гиперстеновых сланцев. Эти тела могут рассматриваться
в петрологическом аспекте, т. е. с точки зрения образования новых
горных пород тектонического или ультраметаморфического происхо-
ждения, но могут рассматриваться и в тектоническом аспекте, как
результат перемешивания материала отдельных прослоев внутри толщи
и проникновения материала одних прослоев в пространство других.
Однако поскольку они не образуют тел с самостоятельными формами
залегания, мы не будем их относить к инъективным дислокациям,
считая более правильным их рассматривать в аспекте петрологическом.
С перемещением материала нижних слоев в пространство верхних
связано возникновение различных компенсационных опусканий, со-
путствующих некоторым видам инъективных дислокаций (например,
краевые синклинали на соляных куполах, синклинальные вдавлен-
ности на грязевых вулканах, кальдеры и другие вулкано-тектонические
депрессии и т. д.).
Если дизъюнктивные и пликативные дислокации в осадочной
оболочке являются повсеместными, то распространение инъективных
дислокаций более ограничено как в пространстве, так и во времени.
Действительно, не во всех участках осадочной оболочки и далеко не
всегда происходит внедрение магм, а соляные и глиняные диапиры
известны лишь в некоторых районах, и появление их всегда связано
с наличием соответствующих осадочных формаций (например, соле-
носных) и благоприятных тектонических условий.
Геологические тела (ядра протыкания, интрузивные массивы,
дайки) и тектонические формы (диапировая складка, соляные купола),
связанные с инъективными дислокациями, по своим размерам охваты-
вают значительно меньший диапазон порядков размеров, чем дизъ-
юнктивные и пликативные тектонические формы. Размеры их, как
правило, не превышают 3—4 порядка; лишь размеры наиболее круп-
ных батолитов и соляных куполов типа Чалкарского и Баскунчакского
256
восходят к 3 порядку. Инъективные дислокации могут возникать в ре-
зультате различных процессов и в соответствии с этим могут обладать
различным механизмом. К причинам, порождающим эти дислокации,
можно отнести: а) механическое выдавливание пластичных масс (гли-
няные диапиры, дайки брекчий, некоторые тела ультрабазитов); б) вне-
дрение расплавов магматических пород с механическим раздвиганием
пространства вышележащих осадочных толщ (силлы, лакколиты)
или с поглощением и ассимиляцией этих пород (штоки, некоторые
батолиты); в) внедрение легких пород в пространство залегающих
выше слоев, сложенных более плотными породами, вследствие «гра-
витационного всплывания» (соляные массивы); г) внедрение в полости
трещин в жидком состоянии (магматические и нептунические дайки);
д) перенос вещества в растворенном виде или в ионной форме из нижних
слоев и аккумуляция его в верхних слоях с образованием геологических
тел соответствующего состава (гранитные батолиты метасоматического
происхождения).
По-видимому, должна быть принята какая-то общая система
терминов для описания инъективных дислокаций, подобная тем систе-
мам, которые применяются при описании дизъюнктивных и пликатив-
ных дислокаций (ось, шарнир, крыло, замыкание, сбрасывасмость
и т. д.). Например, в данном случае можно было бы говорить об и н ъ -
ективном теле (ядро протыкания, соляной шток, гранитный
массив, жила), его крыльях, образованных вмещающими породами,
и апикальной зоне. В последующем изложении эта термино-
логия не применяется, но такая или подобная ей система терминов,
безусловно, окажется необходимой в случае сравнительного анализа
различных групп инъективных дислокаций и обобщений по всему
этому классу, которые могут быть основаны только на унифицированных
описаниях.
Класс инъективных дислокаций объединяет две основные группы
дислокаций, почти всегда рассматривающиеся раздельно, а именно:
группу дислокаций, связанных с перемещением осадочных пород
или осадочного материала (диапировые ядра, соляные массивы, непту-
нические дайки и т. д.), и группу дислокаций, связанных с перемеще-
нием магматических масс. Дислокации обеих групп обладают некото-
рыми общими чертами, что позволяет использовать сравнительный
метод при исследовании процессов, создающих дислокации как первой,
так и второй групп. Такая мысль была высказана Б. П. Высоцким
(1955), предлагавшим использовать солянокупольную структуру в ка-
честве модели для исследования более общих тектонических процессов,
связанных с магматизмом.
Перед настоящей работой не стоит задача проведения такого
сравнительного анализа, но хочется подчеркпуть полезность этих ис-
следований и необходимость разработки соответствующих методик.
При проведении такого сравнительного анализа следует иметь в виду
существенные различия между дислокациями, связанными с проникно-
вением осадочного материала, и дислокациями, связанными с переме-
щениями магматического вещества. В первом случае происходит пре-
имущественно перемещение готовой породы, во втором случае помимо
этого может также происходить образование новых пород. Процесс
17 Заказ 206.
257
формирования магматических тел достаточно сложен и специфичен,
что в известной мере оправдывает выделение особой магматической фор-
мы тектогенеза, как это предлагал М. М. Тетяев.
ДИАПИРОВЫЕ СКЛАДКИ
Собственно диапировыми складками обычно именуют
антиклинали с ядрами протыкания, сложенными пластич-
ными глинистыми или соленосными интенсивно смятыми слоями и про-
тыкающими менее пластичные вышележащие слои. Среди диапировых
складок юго-восточного погружения Кавказа И. М. Губкин разли-
чал купола диапирового строения, или складки с ядром
протыкания, и купола, представляющие неразвившиеся диапиро-
вые структуры, остановившиеся на некоторой первоначальной стадии
развития (1934). Такие складки А. Д. Архангельский (1925) назвал
«криптодиапировым и».
Диапировые складки впервые были описаны Л. Мразеком в Румы-
нии, где ядра протыкания диапировых складок образованы солью.
Позднее было установлено широкое распространение диапировых
складок в нефтеносных областях Кавказа, причем здесь роль ядер
протыкания играли пластичные глинистые породы.
По И. М. Губкину (1934), морфология диапировых складок опре-
деляется: а)наличием сильно дислоцированного ядра складки, пред-
ставленного более древними породами, чем включающие его свиты,
слагающие крылья; при этом пласты ядра или бывают поставлены
на голову, или опрокинуты, или раздроблены и перемяты; б) изменением
угла падения от очень крутого в центре до весьма пологого на пери-
ферии, причем такое изменение угла падения идет не только вкрест
простирания, но и по оси складки; в) отличием крыльев складок по
составу слагающих свит, степени их дислоцированности и мощностям
отдельных прослоев; на крыльях складок происходит выклинивание
слоев по направлению к сводам.
Образование диапировых складок вначале объясняли особен-
ностями деформации неоднородного трехчленного комплекса, отдель-
ные члены которого по-разному реагировали на тектонические усилия;
в результате пластичная толща, заключенная между двумя менее пла-
стичными, выдавливалась вверх, образуя ядро, протыкающее выше-
лежащие слои. В таком понимании образование диапировой складки
рисуется как результат деформации, осуществившейся после того,
как трехчленный комплекс был полностью или в основном сформирован;
при этом, следовательно, предполагается, что процессы образования
осадочной толщи и процессы складкообразования не являются одно-
временными, а следуют один за другим, будучи разделенными во вре-
мени.
Эта точка зрения особенно широко была распространена за грани-
цей (Штилле, Сизанкур и др.); она полностью основывалась на пред-
ставлениях о «компетентных» и «некомпетентных» породах и на их
способности передавать давления на большие расстояния. Кроме
того, с этой точки зрения складкообразование рассматривалось как
одноактное механическое действие, а не как длительный процесс.
258
У нас близкие позиции занимал А. Д. Архангельский (1925),
который формирование диапировых складок областей погружения
Кавказа связывал с особенностями разреза отложений. Этот разрез
имеет трехчленное строение. Под третичными отложениями, в которых
наблюдаются явления диапиризма, залегают жесткие меловые отложе-
ния. Выше располагается глинистая толща, обладающая высокой
пластичностью (майкоп — сармат), еще выше — породы, менее проч-
ные, чем мел, но и менее пластичные, чем подстилающие их отложения.
При общем тангенциальном сдавливании всего комплекса породы сред-
ней пластичной зоны протыкают покрывающие породы. А. Д. Архан-
гельский, однако, считал, что форма диапировых складок определяется
не только пластическими деформациями глинистых толщ на глубине,
что сопровождается образованием разрывов и, возможно, брекчий,
но и особенностями осадконакопления в условиях длительных или мно-
гократных поднятий диапировых складок.
Представление о формировании диапировых складок за счет де-
формации неоднородного трехчленного комплекса не подтвердилось
при экспериментах Ш. Ф. Мехтиева и А. Н. Снарского (1941), которые
подвергали боковому сжатию слоистые модели, состоявшие из разных
сочетаний «компетентных» и «некомпетентных» слоев; кроме того,
в моделях некоторым слоям сообщались неодинаковые мощности:
большая — на крыльях, меньшая — на своде. Сдавливанием таких
моделей ни в одном случае не была воспроизведена складка с ядром
протыкания. Экспериментаторы пришли к заключению, что в резуль-
тате действия одного лишь бокового давления образование диапировых
складок невозможно и что в этом процессе необходимо участие верти-
кальных сил.
Именно так представлял себе механизм образования диапировых
складок И. М. Губкин (1934). Он полагал, что тангенциальные силы во
время накопления осадков лишь наметили линии, по которым расположи-
лись антиклинальные складки, и, таким образом, были созданы ослаб-
ленные пункты на сводах антиклиналей и неровности дна, обусловив-
шие неравномерное накопление осадков. Вследствие неравномерного
накопления осадков преобладающее значение получила сила тяжести,
действовавшая на пластические массы и заставлявшая их двигаться
в зоны малого давления и в наиболее ослабленные пункты. Эти пред-
ставления были конкретизированы Н. Б. Лебедевой (1962) для диапи-
ровых складок Керченско-Таманской области. Поскольку плотность
глинистых пород крыльев складок составляет в среднем 2,3, плотность
же насыщенных водой и газом майкопских глин в ядрах антиклиналей
всего 1,5—2,0, то на одном и том же гипсометрическом уровне давление
в синклиналях оказывается большим. Вследствие этого глинистые
массы будут выдавливаться (течь, нагнетаться) из синклиналей в ядра
антиклиналей. Предлагаемый Н. Б. Лебедевой механизм роста диапи-
ровых ядер весьма близок к механизму роста (всплыванию) соляных
массивов или же к аномальноплотностным складкам М. В. Гзовского
(1962).
Хотя одновременный с осадконакоплением подъем диапировых
складок признавался в упомянутых ранних работах по диапиризму,
основной причиной уменьшения мощности при приближении к ядру
17*
259
считалось «выжимание», обязанное механическим воздействиям ядра
на окружающие породы. Проведенные на основе детальных нефтепо-
исковых и нефтепромысловых работ в Азербайджане исследования
изменений литологического состава и мощностей многих пачек про-
дуктивной толщи (средний плиоцен), а также подстилающих ее гли-
нистых толщ, которыми образованы ядра складок, показали, что ука-
занные изменения были связаны в значительной степени с формирова-
нием складок одновременно с отложением осадков, а именно — с неравно-
мерностью накопления их на крыльях.
Большой интерес представляют работы М. Г. Агабекова и В. Е. Ха-
йна, в которых отмечается выклинивание горизонтов в связи с ростом
диапировых складок в геологическом прошлом. Это устанавливается,
в частности, для нижнего отдела продуктивной толщи. В. Е. Хайн
указывал, что это явление связано с особенностями осадконакопления
при постоянном росте складок, а не с механическим выжиманием.
В. Е. Хайн и М. Г. Агабеков (1946, 1946J сочли неправильным при-
менение термина «диапировый» к складкам Юго-Восточного Кавказа.
В. Е. Хайн, в частности, указывал, что идеальными представителями
диапировых складок могут служить соляные купола. На самом же
деле исследования соляных куполов показали, что и там пропуски
толщ при контакте соляного ядра с вышележащими слоями связаны
или с несогласным залеганием, или с дизъюнктивными нарушениями.
То обстоятельство, что «внедрение» соляного штока или глинистого
ядра диапировой складки в более молодые породы произошло не в ре-
зультате одноактного механического действия, как это считали раньше,
а в результате длительного сложного развития складки или купола,
свидетельствует только об уточнении наших представлений о геологи-
ческих процессах, приведших к образованию диапировой складки.
Естественно поэтому, что мнение В. Е. Хайна и М. Г. Агабекова
о неприменимости к подобным структурам термина «диапировые»
вызвало ряд возражений (Горин, 1946, 1947; Апресов, 1947, 1954).
Связь изменений мощности с неравномерным накоплением осад-
ков на крыльях диапировых складок получила иное толкование в ра-
ботах А. Г. Габриэляна (1954). В его представлении изменения
мощностей свит нижнего отдела продуктивной толщи в складках
Бипагады — Сулу-Тепе не стоят в связи с прогрессирующей складча-
тостью. Осадконакопление здесь происходило в условиях непрерывно
погружающегося рельефа дна. Изменения мощностей нижнего отдела
продуктивной толщи отчасти связаны с явлениями облекания древнего
рельефа и прилегания вновь образующихся слоев к склонам поднятий.
Однако влияние древнего рельефа сказывается недолго и неровности
его быстро сглаживаются в процессе осадконакопления. В складках
же Апшеронского полуострова мощности изменяются (уменьшаясь
к сводам) как в нижнем, так и в верхнем отделе продуктивной толщи,
что свидетельствует о длительном и активном поднятии складок.
Изменение мощностей на крыльях за счет неравномерного нако-
пления осадков не позволяет отрицать участия в формировании диапи-
ровых складок выжимания глинистых свит в процессе роста складок,
что иногда сопровождается образованием тектонических брекчий.
Было установлено (Мехтиев, 1953), что явление прорыва ядра может
260
иметь место при наличии разрывов, через которые могут выжиматься
наиболее податливые породы. «Ядро протыкания», по Ш. Ф. Мехти-
еву, — это не массив, протыкающий ряд вышележащих свит, а сложно
изменяющееся в процессе развития складки тело. Прорванный ядром
протыкания пласт в последующее время может прорвать вышележащий
пласт. Таким образом, целая серия пластов может оказаться прорван-
ной друг другом. Прорванный ядром протыкания пласт сам превра-
щается в ядро протыкания, в связи с чем первоначальное ядро проты-
кания может оказаться на очень большой глубине, не доступной буре-
нию. Такая трактовка вопроса о ядре протыкания связывает процесс
диапиризма с течением пластических пород, широко охватывающим
ряд горизонтов и толщ по разрезу, сконцентрированным в сравнительно
узкой зоне диапировой складки.
Механизм выдавливания пластических пород, согласно И. П. Жаб-
реву (1954), заключается в их проникновении вверх по разрезу по
уже существующим каналам, связанным с разрывами. Ряд примеров
диапирового механического выдавливания пластичных пород им описан
в Кобыстане, а именно: 1) интенсивные смятия майкопских пород ядра
Кыркишлакской антиклинали и выходы майкопских пород среди
сплошного поля пород продуктивной толщи на южной периклинали
той же складки; 2) аналогичные выходы брекчированных майкопских
пород на Ахиджанской, Алакпшлакской и Бурансызбоянатинской
складках, причем иногда выдавленные из глубины пластичные май-
копские массы начинают расползаться во все стороны от центра вы-
давливания, образуя значительные покровы; 3) выдавливание пластич-
ных пород юнусдагской свиты (мел) на антиклинали Юнусдагской
гряды; здесь юнусдагская свита слагает внедрившийся между двумя
разрывами клин; в пределах клина свита сильно и неправильно смята,
ее твердые прослои раздроблены. И. П. Жабрев избегает называть
большинство складок Кобыстапа диапировыми, он пишет о диапиризме
как о явлении выпирания пластичных масс, осложняющем общий
процесс складкообразования. Он указывает, что помимо сокращения
мощностей и возникновения на сводах местных перерывов, т. е. явле-
ний, связанных с ростом складок в процессе осадконакопления, наблю-
дается также сокращение мощностей и выпадение из разрезов отдельных
горизонтов и свит, связанное с диапиризмом, а также с послойным
раздавливанием, перетиранием и разлинзовыванием слоев. Основным
морфологическим признаком диапировых складок И. П. Жаб-
рев считает факт позднейшего внедрения интенсивно перемятых более
древних пород в толщу пород более молодого возраста. Изменения
же мощностей, углов падения и интенсивно перемятые ядра, по
И. П. Жабреву, не могут расцениваться как признаки диапировых
складок.
Вряд ли можно согласиться с таким несколько суженным понима-
нием диапиризма. Действительно, вопрос о том, чему обязаны морфоло-
гические особенности диапировых складок — внедрению пластических
масс или неравномерному осадконакоплению в процессе роста складок,
не всегда легко решить. Разительный пример, который будет подробно
рассмотрен ниже, представляют так называемые «прорванные» соля-
ные купола, цилиндрические ядра которых как бы пронзают (наподобие
261
гвоздя, вбитого в доску) вышезалегающие слои. Как будто бы класси-
ческий пример собственно диапирового механического протыкания.
Однако детальные исследования в ряде конкретных случаев (Днепров-
ско-Донецкая впадина, Голф) показали, что такое соотношение соля-
ного ядра с более молодыми осадками возникает как результат посте-
пенного роста соляного массива и постоянного размыва его вершины
одновременно с накоплением осадков вокруг него.
ГИПЕРБАЗИТОВЫЕ ПРОТРУЗИИ
Описанные А. Л. Книппером (1955) гипербазитовые (серпентини-
товые) протрузии (холодные интрузии) в Севаио-Акеринской
зоне Малого Кавказа представляют собой по существу разновидность
диапировых ядер. Серпентинитовые протрузии также образуют ядра
антиклиналей, на которых отдельные члены осадочных толщ, слага-
ющих крылья, оказываются выжатыми (рис. 70). Серпентинитовые
ядра обладают сложным строением, детали которого устанавливаются
по залеганию дунитовых тел внутри ядра. В ядрах наблюдаются мно-
гочисленные зеркала скольжения, расланцевание и будинирование,
свидетельствующие о консолидированном состоянии внедрявшегося
ультрабазитового материала. Полное отсутствие следов горячих
контактов во вмещающих породах говорит о низкой температуре внед-
рения гипербазитов. Образование гипербазитовых диапировых скла-
док связывается с завершающими этапами формирования глубоких
впадин, заполненных мощными вулканогенными толщами. Для объясне-
ния формирования этих диапиров может быть привлечено представле-
ние о механизме диапировой складчатости (Горин и Тамразян, 1954) —
см. главу IV. Возможность внедрения холодных гипербазитовых
протрузий была подтверждена экспериментами (Лучицкий, Громин,
Ушаков, 1963, 1967).
СОЛЯНЫЕ КУПОЛА И АНТИКЛИНАЛИ
В отличие от диапировых складок с пластичным глинистым ядром,
где причиной роста складок является в основном общее сжатие в усло-
виях дифференциальной нагрузки на пластичные массы глин, образу-
ющих ядра протыкания, соляные купола и другие формы соляной тек-
Рис. 70. Разрез через Кылытликскую складку, осложненную серпентинитовыми
протрузиями. По А. Л. Кншшеру (1961), схематизировано
1ци жиий сенов: 1 — красные порфириты и яшмы; 2 — диабазовые порфириты; сено-
ман: 3 — песчаники и мелкогалечные конгломераты; 4 — известняки; б — серпентиниты;
« — листвениты; 7 — зоны брекчированных пород
262
тоники формируются преимущественно за счет медленного гравитаци-
онного «всплывания» соли в среде более тяжелых (плотных) вышеле-
жащих толщ.
Соляные поднятия разнообразной величины и формы — от не-
больших округлых куполов до протягивающихся на десятки километров
антиклиналей — широко распространены и группируются в соляно-
купольные области, границы которых в основном совпадают с грани-
цами синеклиз, грабенов, краевых прогибов и межгорных или внутрен-
них впадин. Соляная тектоника развивается только в тех прогибах
и впадинах, в которых накопились и сохранились соленосные толщи
(формации) с достаточно мощными пластами каменной соли. Так как
соляные поднятия являются результатом течения или выжимания соли
вверх, то в них участвует сама соленосная толща, а также лежащие
выше слои; слои же, подстилающие соль, если не считать районов со
сложными надвиговыми соотношениями, не затрагиваются соляной
тектоникой. Таким образом, ее распространение ограничено не только
в горизонтальном, но и в вертикальном направлении. Соляной текто-
никой нарушаются только верхние слои осадочной оболочки в районах
распространения соленосных формаций. Мощность толщи, затраги-
ваемой процессами соляной тектоники, в отдельных случаях (Прикас-
пийская впадина, Голф) достигает 10—12 км\ в ряде районов распро-
странение соляной тектоники в глубину ограничивается 2—3 км,
и буровые скважины могут достигать подсолевых слоев, не участву-
ющих в строении соляных поднятий (Ишимбаевский район в Предураль-
ском прогибе, юго-восточная окраина Прикаспийской впадины, неоге-
новая соль в нефтеносных районах Ирана в Месопотамском прогибе).
Наконец, распространение соляной тектоники в глубину может быть
еще меньше (Волго-Уральская область, Франкская впадина эпигер-
цинской платформы Западной Европы), но в таких случаях проявления
соляной тектоники слабо выражены и типичные солянокупольные под-
нятия не образуются.
Поскольку распространение соляной тектоники ограничивается
глубиной залегания соленосных отложений, ее можно в какой-то
мере приравнивать к экзотектоническим дислокациям. Однако оползне-
вые дислокации, деформации вспучивания глин, гляциодислокации
и т. д. обычно распространяются вниз не более чем на десятки метров.
Соляная же тектоника охватывает толщу слоев значительной мощности
и вместе с движениями осадочной оболочки, такими как вековые опуска-
ния и поднятия, складчатость и образование разломов, участвует в ее
деформировании на протяжении крупных отрезков геологического
времени. Достаточно сказать, что формирование эмбенских, северо-
европейских и североамериканских (Голф) соляных куполов продол-
жается более двух эр. Таким образом, соляная тектоника хотя и имеет
некоторые общие черты с экзотектоническими дислокациями, но стоит
ближе к тектоническим движениям, создающим складчатую структуру
осадочной оболочки Земли.
Соляные поднятия известны в пределах устойчивых и подвижных
областей.
На Русской платформе известны две крупные солянокупольные
области — в Прикаспийской и в Днепровско-Донецкой впадинах
263.
и две области со слаборазвитой соляной тектоникой — Восточно-Рус-
ская впадина и Припятский прогиб. На Сибирской платформе есть,
по крайней мере, две солянокупольные области, одна из них в Ангаро-
Ленском прогибе, откуда она, возможно, непрерывно распространяется
в пределы Лено-Вилюйской впадины и Березовского прогиба, где также
имеются проявления соляной тектоники; вторая соответствует Хатанг-
ской впадине. На Русской и Сибирской платформах соляная тектоника
связана с деформациями соляных толщ кембрийского, девонского
и пермского возраста, входящими в состав платформенного чехла.
Солянокупольные районы известны также в пределах Африкан ско-Ара-
вийской древней платформы; к ним относятся синеклиза Габона, Суэц-
кий грабен и грабен Мертвого моря; соленосные толщи здесь также
входят в состав платформенного чехла, но они более молодого — мезо-
зойского и кайнозойского — возраста.
В Западной Европе многочисленные проявления соляной тектоники
связаны с соленосными толщами верхней перми и триаса, составля-
ющими низы платформенного чехла. Особенно многочисленны и раз-
нообразны соляные поднятия в солянокупольной области Северогер-
манской впадины, откуда они распространяются почти на всю акваторию
Северного моря. К этой области примыкают обладающие специфиче-
скими особенностями солянокупольные районы Субгерцинской, Тю-
рингской и Франкской впадин. Соляная тектоника известна также
в Рейнском грабене, Аквитанской впадине и впадине р. Эбро. Одну
из крупнейших солянокупольных областей представляет Голф и при-
легающая часть Мексиканского залива; возраст соленосных формаций
здесь точно не установлен: согласно одним воззрениям он может быть
пермским, согласно другим — мезозойским.
Ряд солянокупольных областей и районов приурочен к краевым
и внутренним впадинам подвижных областей. Хорошо изучена соля-
ная тектоника южной части Предуральского прогиба. Шире распро-
странены районы соляной тектоники в областях альпийской склад-
чатости; соляные поднятия известны в Предкарпатском прогибе,
Месопотамском краевом прогибе, в Верхне-Тиссенской и Трансиль-
ванской впадинах, на внутренней излучине Восточных и Южных
Карпат, в Южно-Таджикской впадине.
Соленосные толщи в платформенных областях во всех известных
случаях приурочены к платформенному чехлу; на территории краевых
прогибов и внутренних впадин — к выполняющим их осадочным ком-
плексам. Таким образом, соляная тектоника, как правило, разви-
вается в пределах одного структурного яруса. Известен лишь один
случай (район Персидского залива), когда она связана с двумя струк-
турными ярусами — третичными соленосными формациями Мессопо-
тамского краевого прогиба и кембрийскими солями подстилающей
его платформенной синеклизы; в соответствии с ее очертаниями кем-
брийские купола не ограничиваются территорией краевого прогиба,
а распространяются на прилежащие части Аравийской платформы
(Договорный Оман) и альпийской складчатой области (Загрос). Соля-
ные поднятия могут быть связаны с одной (например, кунгурский
ярус Предуральского прогиба) или несколькими соляными толщами,
расположенными на разных стратиграфических уровнях (например,
264
две миоценовые соленосные свиты Предкарпатского прогиба в Ру-
мынии).
Области проявления соляной тектоники можно разделить на две
большие группы: устойчивые (платформенные) и подвижные (краевые
и внутренние впадины складчатых зон). Соляные поднятия каждой
из этих групп, в общем, отличаются друг от друга.
Устойчивым областям более свойственны куполовидные формы
часто изометрических очертаний, которые могут быть не связаны
друг с другом в линейные зоны. Подвижным областям, наоборот,
свойственны разного рода соляные антиклинали, простирания которых
подчинены господствующим простираниям складчатости. Однако
в устойчивых областях, наряду с типичными куполовидными формами,
встречаются цепочки удлиненных куполов, а также соляные антикли-
нали значительной протяженности; в одних случаях это может быть
связано с отчетливо удлиненной формой вмещающих синеклиз (Днеп-
ровско-Донецкая впадина), в других случаях — с системами разломов.
В подвижных областях, наряду с линейными соляными поднятиями,
встречаются типичные соляные купола (например, в Трансильвании).
Несмотря на существующие отклонения, для устойчивых соляноку-
польных областей остается, в общем, характерным преобладание
куполовидных, а для подвижных областей — линейных соляных
поднятий.
Второе отличие соляных поднятий устойчивых и подвижных
областей заключается в характере деформаций самой соли. Для первых
более характерно поднятие соляных ядер с растяжением лежащих
выше слоев и с образованием нормальных сбросов в надсолевых сводах,
для вторых — участие соли в боковых перемещениях, во взбросах
и надвигах, частичное или полное пережимание соляных ядер и т. д.
Отсюда вытекают и их генетические различия. Вполне объяснимо,
что формирование типичных платформенных соляных куполов про-
исходило за счет медленного «всплывания» легкой пластичной соли
в среде более тяжелых надсолевых пород. Разумеется, жизнь вмеща-
ющих платформенных прогибов и синеклиз отражается на формирова-
нии соляных куполов. В районе южной Эмбы тектонические напряже-
ния, появляющиеся в условиях платформенного развития, сказались
в ориентировке длинных куполов (Косыгин, Швембергер, Никитина,
1948; Неволин, 1951). В образовании более сложных соляных поднятий
складчатых областей общетектонические напряжения участвовали
заметнее; при этом в ходе деформации сказывались пластические свой-
ства соли, обусловливавшие ее активное участие в дисгармонических
структурах. И здесь не могло не быть «всплывания» соли под влиянием
нагрузки, но тектонические напряжения (складкообразование, боковое
сжатие и т. д.) значительно ускорили движение соли и усложнили созда-
ваемые ею структурные формы.
Соляные поднятия отличаются от обычных куполов и антикли-
налей и обладают присущими только им особенностями, что находит
отражение в соответствующей тектонической терминологии (соляной
купол, соляной шток и т. д.).
Соляным массивом называют подземное скопление соли,
образованное в результате ее пластического течения и представляющее
265
собой значительное утолщение первоначальных соляных пластов;
соляные массивы образуют ядра соляных куполов и антиклиналей.
Соляным штоком называют соляной массив цилиндрической
формы, высота которого значительно больше его диаметра.
Форма и величина соляных массивов могут быть весьма различ-
ными. В Прикаспийской впадине соляные массивы в плане обычно
имеют эллиптические очертания с соотношением осей 1 : 3—1 : 5;
реже обладают угловатыми или округлыми очертаниями; массивы
асимметричны — один из склонов обычно пологий (10—15°), другой
склон крутой (25—30°); многие массивы осложнены 2—3 небольшими
куполовидными вздутиями соли, расположенными вдоль длинной
оси; некоторые массивы имеют разветвленную форму; соляные массивы
занимают площадь от 0,1 до 100 км2 и более, высота массивов 2—4 км,
а в наиболее погруженных частях впадины даже до 10—12 км. Форма
одного из сложно построенных соляных массивов с тремя вздутиями
соли описана Г. Жолтаевым (1966) — рис. 71. В Голфе соляные массивы
обладают округлыми очертаниями, цилиндрической формой и большой
высотой (выше 6 км).
Огромными размерами обладает Чалкарский соляной массив
в Прикаспийской впадине; он в 80—100 раз больше обычного эмбенского
соляного купола; его площадь 4800 км2 (80 X 60 км), мощность ке-
прока 100—200 м, кровля соли в общем плоская, но осложняется не-
ровностями с амплитудой 30—80 м (Васильев, Звигельский и Подгор-
бунский, 1958).
Соляным куполом (или соляной антиклиналью) назы-
вают куполовидную или антиклинальную складку, ядром которой
является соляной массив. Соляные купола, в которых соляной массив
или кепрок, т. е. «каменная шляпа», образовавшаяся при растворении
вершины массива, выходят на поверхность, называют открытыми
куполами; если вершина соляного массива перекрыта надсолевыми
слоями, купол будет называться закрытым ив зависимости от
глубины положения вершины массива мелким или глубоким.
Рис. 71. Соляной массив, ос-
ложненный тремя вздутиями
соли. По Г. Жолтаеву (1966)
266
Деформации покрывающих соль слоев над соляным масси-
вом называют надсолевой структурой соляного
купола.
Расположенные между соседними соляными куполами участки
с синклинальным или плоским залеганием слоев представляют собой
межк^польные пространства. Понижения кровли соля-
ной толщи, образовавшиеся в связи с ростом соляных массивов и от-
током соли из смежных с куполами участков, являются компенса-
ционными депрессиями. Небольшие синклинальные про-
гибы, которые образуются по соседству с соляными куполами над ком-
пенсационными депрессиями, называют компенсационными,
или ободковыми (rim), синклиналями. В платформенных соляно-
купольных областях между компенсационными депрессиями могут обо-
сабливаться остаточные соляные поднятия, в кото-
рых мощность соли остается неизменной, но превышает мощность соли
в смежных компенсационных депрессиях (поднятие Кэти в Голфе);
остаточные соляные поднятия могут осложняться процессами соляной
тектоники с образованием нарушенных сбросами невысоких вздутий
(«черепаховые структуры» немецких геологов). Совокупность дисло-
каций, которая возникает внутри соленосной толщи в процессе пла-
стического течения соли, представляет внутреннюю текто-
нику соли; ее формы достигают большой сложности и напряжен-
ности в хорошо развитых соляных массивах, которые сформировались
в результате длительной аккумуляции соли. Внутренняя соляная
тектоника проявляется вследствие слоистости каменной соли, выража-
ющейся чередованием светлых и темных полос, в различной степени
загрязненных глинистыми частицами и рассеянными кристаллами
ангидрита, и заключается в образовании складок волочения, разрывов
наиболее хрупких пропластков и т. д. Внутренняя соляная тектоника
наблюдается также при весьма пологих наклонах соляных пластов
и служит доказательством горизонтального течения соли к участкам,
где соляной пласт занимает относительно высокое положение. В соляных
массивах внутренняя соляная тектоника представлена сложной гофри-
ровкой слоев.
Формы соляной тектоники образуются за счет соленосных форма-
ций и зависят от их строения и состава. В соленосных форма-
циях главными компонентами являются пласты и толщи каменной
соли, в парагенетических отношениях с которой обычно находятся
ангидриты, доломиты, калийные соли, а также терригенные, часто
красноцветные породы. Соленосные формации имеют обычно трехчлен-
ное строение (нижний комплекс — доломиты и ангидриты, средний
комплекс — соль, верхний комплекс — гипсоангидриты), которое отра-
жает колебания солености бассейна. В некоторых соленосных форма-
циях заключено несколько трехчленных пачек или ритмов; такого
рода сложная соленосная формация известна в основании чехла Се-
веро-Германской впадины. Для соленосных формаций характерна
смена их членов не только в вертикальном, но и в горизонтальном на-
правлении: к окраинам соленосного^бассейна соль обычно постепенно
замещается гипсоангидритами, доломитами и терригенными породами.
С такими фациальными замещениями связано изменение характера
267
и полное исчезновение соляных поднятий в зонах выклинивания соле-
носных формаций.
Растущие соляные массивы приподнимают над собой гипсоангид-
риты верхнего комплекса, которые образуют каменную шляпу
или кепрок соляного купола. Такой кепрок является п е р в и ч-
н ы м, так как образовался из слоев нормальных осадочных пород.
Но он может образоваться также путем подземного выщелачивания
вершины соляного массива; условия для этого наступают при до-
стижении вершинами растущих соляных массивов уровня грунто-
вых вод, на котором происходит растворение соли или «слизывание»
вершин массивов. В таких условиях происходит накопление над соля-
ным массивом плохо растворимого материала, входившего в состав
соленосной формации в виде включений, прослоев или прожилков
в соляном комплексе. В этом случае образуется вторичный
кепрок, мощность которого может достигать 300—400 м и будет
тем больше, чем больший объем соли растворен и чем больше в ней
содержалось плохо растворимого материала. В Прикаспийской впадине,
например, где пермская соль содержит мало прослоев и примесей,
соляные купола обладают сравнительно маломощными вторичными
кепроками, а в Днепровско-Донецкой впадине, где девонская соль
чередуется с другими породами, в том числе с диабазами, образуются
мощные тяжелые кепроки, придающие соляным куполам этого рай-
она весьма своеобразный облик. Если «слизывание» вершины массива
происходит в условиях общего подъема солянокупольной области,
то вследствие понижения базиса эрозии и соответствующего снижения
уровня «слизывающих» вершину соляного массива грунтовых вод
надсолевые породы неизбежно проседают, занимая место уносимой
в растворах соли. Так образуются депрессии рельефа и возникают
мульды обрушения или оседания, которые состоят
из прогнувшихся или опустившихся по сбросам надсолевых слоев
и более молодых, континентальных накоплений, заполнивших карсто-
вые оседания в рельефе. Сложные пликативные и дизъюнктивные дисло-
кации в таких мульдах описаны А. С. Хоментовским (1953) в южной
части Приуральского прогиба. Такого типа проседания известны в Ак-
тюбинском Приуралье под названием дизъюнктивных мульд
(Климов, 1938).
Почти плоскую и почти горизонтальную поверхность соляного
массива, образовавшуюся в результате подземного его размыва, назы-
вают соляным зеркалом. Неравномерная нагрузка кепрока
на соляное зеркало ведет к перераспределению соли на вершине соля-
ного массива и к образованию форм вторичной соляной
тектоники, к числу которых принадлежат соляные шипы,
представляющие небольшие соляные штоки, соляные ребра,
соляные карнизы, появляющиеся в результате бокового вы-
давливания соли из-под кепрока, и т. д.
Соляное поднятие обычно развивается на базе некоторого началь-
ного поднятия кровли соляного пласта, а иногда в участках, нарушен-
ных сбросами. Так, соляные купола Темирского района, Днепровско-
Донецкой впадины и большинство соляных куполов Средней Европы
возникли на антиклинальных складках; соляные купола южной Эмбы
268 --------------------------------------------------------
и США (Голф), по всей вероятности, — на платформенных антиклина-
лях; некоторые соляные структуры осложняют выклинивающиеся,
залегающие моноклинально соляные пласты.
При развитии соляного массива на базе антиклинали соль течет
от крыльев к своду, образуя утолщенное соляное ядро; дальнейший
рост ведет к образованию соляного гребня над антиклиналью. Однако
поскольку отметки кровли соли в различных пунктах начальной анти-
клинали неодинаковы, возникает преимущественное течение соли
к наиболее поднятым пунктам свода, в которых подъем соли совершается
быстрее, чем в пониженных частях свода.
Таким путем на базе начальной антиклинали возникает и обо-
собляется одно из нескольких соляных вздутий или массивов. Массивы
эти в плане могут иметь удлиненные очертания, отражающие прости-
рание начальной антиклинали. Поэтому по простиранию больших
осей соляных массивов можно приблизительно судить о простирании
осей начальных антиклиналей.
Однако удлиненный массив с унаследованным простиранием в про-
цессе своего роста стремится принять круглое сечение (закон наи-
меньшей работы при деформации). Таким образом, создается округлый
соляной массив, вертикальная протяженность которого значительно
превышает горизонтальную. Такой массив имеет цилиндрическую
форму. Локализация соляных куполов может определяться не только
начальными антиклиналями, но и расположением линз соли и зон
выклинивания соляных толщ на окраинах соляных бассейнов. В таких
случаях соляные купола могут возникать над синклинальными формами
подсолевых слоев (смакаевский тип соляных штоков в При-
уралье).
Специфические формы соляной тектоники связаны с преобразова-
нием соляных тел, горизонтально срезанных под влиянием размыва.
Эти случаи специфичны тем, что поверхности соляного тела в пределах
одного из смежных участков являются наклонными, а в пределах дру-
гого смежного участка — горизонтальными. На наклонных участках
в силу существования разностей нагрузок соляная тектоника оказы-
вается активной, тогда как на горизонтальных участках она совершенно
не проявляется. В результате соль, оттекающая от наклонного участка,
скапливается на стыке обоих участков, вызывая образование вдоль
этого стыка краевого соляного вала. Поскольку такой вал поднимается
выше поверхности соли на горизонтальном участке, в пределах этого
участка создаются условия для перемещения соли и течения ее к кра-
евому валу с другой стороны.
Так, в Темирском районе плоские своды соляных антиклиналей
осложнены краевыми соляными валами, к которым из центральных
частей сводов происходит приток соли. В результате этого притока
над плоскими сводами соляных антиклиналей в вышележащих слоях
(меловые, третичные) образуются обширные мульды. В районе Верра
краевой соляной вал возник на моноклинально залегающем соляном
пласте, срезанном соляным зеркалом. На Индерском массиве соляные
валы, возникшие на окраинах его плоской вершины, были срезаны
размывом, но связанные с ними краевые компенсационные синклинали
сохранились.
269
Активизация подъема соли может быть связана с эрозионной
разгрузкой. Так, над глубокой речной долиной может возникнуть
соляное поднятие в горизонтально залегающей соленосной толще
за счет течения соли в сторону разгруженного участка. Соляные подня-
тия, образовавшиеся таким образом, было предложено называть экзо-
тектоническими соляными поднятиями (Косыгин,
1950). С эрозионной разгрузкой связывается, в частности, образование
Репетекской и Байрамалийской соляных антиклиналей в Юго-Запад-
ной Туркмении (Гарецкий и Юревич, 1964).
Преобразование внешней формы соляных массивов неразрывно
связано с изменением их внутренней структуры. Поскольку причины,
обусловливающие рост и формирование соляных массивов, связаны
с постоянным стремлением к достижению равновесия между солью
и покрывающими ее более тяжелыми породами, т. е. являются внешними
по отношению к соляным массивам, внутренняя тектоника соли должна
рассматриваться как явление вторичного, подчиненного порядка.
Противоположные соотношения наблюдаются в гипсовых подня-
тиях, где основной причиной деформации является расширение веще-
ства при гидратации. Так, внутренние формы тектоники, представля-
ющие собой первоначальный результат движения, являются ведущими
и определяют в конечном счете ее внешние формы. Если среди мощных
пластов соли располагаются прослои пород, обладающих иными меха-
ническими свойствами (иной пластичностью), создается дисгармония
во внутренней тектонике соли.
Два пласта каменной соли, разделенные инородными прослоями,
могут вести себя самостоятельно в отношении течения. В таком случае
вдоль контактного горизонта возникают складки волочения, наклон
осевых поверхностей которых указывает на относительную скорость
перемещения верхнего и нижнего соляных пластов. Калийные соли,
обладающие повышенной пластичностью, обычно представляют собой
горизонты скольжения. Слои калийных солей, участвующие в склад-
ках волочения, вытягиваются и выжимаются, реагируя на движение
как высокопластичное вещество; прослои ангидритов, наоборот, при
растяжении претерпевают только разрывы.
Внутренняя тектоника соли на примере Индерского купола изу-
чалась С. С. Коробовым (1962), показавшим, что в складках течения
ангидритовые прослои претерпевают разрывы, а пласты калийных
солей сохраняются только в шарнирах складок течения и на крыльях
соляных складок, где были наименьшие напряжения.
Прослои каменной соли, залегающие среди калийных солей,
ведут себя так же, как прослои ангидрита в каменной соли. Это говорит
о том, что каменная соль неспособна так быстро, как калийная соль,
пластически изменять свою форму; пластичность каменной соли про-
является только при более медленных движениях. Внутренняя соляная
тектоника наблюдается при весьма пологом наклоне соляных пластов
и служит фактическим доказательством горизонтального перемещения
соли по направлению к участкам, где соляной пласт занимает гипсо-
метрически более высокое положение.
В качестве доказательств течения соли в соленосных толщах
Предкарпатья, где типичная соляная тектоника отсутствует, и За-
270
карпагья, где развиты соляные купола, С. М. Кореневский (1953)
приводит факты наличия текстур течения с вытянутыми кристаллами
галита и других солей, раздробления и растягивания прослоев терри-
генных пород в соли, разрывов маломощных прослоев ангидрита,
внутрипластовых скольжений и срывов. Возникновение разрывов
при этом связывается с различием структуры пород при одном и том
же литологическом составе. Сбросы среди соляных пород Предкар-
патья довольно редки и наблюдаются лишь в соленосных глинах;
значительно более распространены надвиги, образующиеся при смятии
слоев калийных солей и возникновении в них опрокинутых, а затем
разорванных складок.
Формы внутренней соляной тектоники, возникающие в процессе
пластического перемещения соли вдоль пласта, отнесены к «лами-
нарному типу» (Косыгин, 1950). При скоплении соли в своде
поднятия характер внутренней тектоники изменяется: складки воло-
чения уступают место складкам сжатия. Слои, собранные с большой
площади питания, стремятся уместиться в ограниченном объеме соля-
ного массива — получает развитие «аккумулятивный т и п»
внутренней тектоники соли.
Соляные купола платформенных областей и сопровождающие
их соляные дислокации могут рассматриваться как хорошая модель,
иллюстрирующая механизм гравитационного всплывания масс в оса-
дочной оболочке Земли.
Гравитационное всплывание проявляется не только в соляной
тектонике; оно играет немаловажную роль в движении магматических,
в частности гранитоидных, масс и, вероятно, в перемещениях вещества
в пределах мантии. С этой точки зрения соображения о механизме
гравитационного всплывания масс, основанные на изучении соляной
тектоники, могут представлять общий интерес.
На рис. 72а изображены две горизонтальные толщи, состоящие
из пород с плотностями ух и у2, причем у2, т. е. имеет место инвер-
сия плотности. Во всех пунктах произвольного горизонтального се-
чения х — х давление нагрузки будет одинаковым и течение в горизон-
тальном направлении происходить не будет. Однако явление инверсии
плотностей вызывает неустойчивость, аналогичную конвективной не-
устойчивости Релея — Тейлора в обычных жидкостях (Артюшков,
1965).
На рис. 726 поверхность раздела изогнута. На протяжении гори-
зонтального сечения х — х, произвольно проведенного ниже поверх-
ности раздела, нагрузка будет меняться:
в точке A qA = Ну2 ф (Ь — Н) у2,
Рис. 72. Схема распределения на-
грузок в горизонтально залегающей
толще (а) при наличии начального
соляного поднятия (б)
271
в точке В qB = (Н — hj) 4- (цу., 4- (h — Н) у2,
разность нагрузок Цд — Цв — hj — у2).
Таким образом, разность нагрузок пропорциональна разности
высотных отметок поверхности раздела и разности плотностей. Если
нагрузка в точке А больше, чем в точке В, то возникает течение от
точки А к точке В.
По мере перемещения материала поднятие (свод) будет расти;
в связи с этим разность отметок поверхности раздела будет возрастать,
а следовательно, будет увеличиваться и скорость роста поднятия. По-
этому рост соляного штока есть процесс непрерывный (нагрузка дей-
ствует постоянно) и ускоренный.
Непрерывность, а также ускоренность роста штока как общая
закономерность иллюстрируются диаграммой В. В. Мокринского (1938).
Диаграмма составлена чисто опытным путем; она весьма хорошо отра-
жает ускоренный рост соляных штоков (рис. 73).
Подобные закономерности в отношении деформаций при инвер-
сии плотности в слаболитифицированных осадочных породах под-
тверждаются исследованиями Е. В. Артюшкова (1965), сравнивающего
их с жидкостями в состоянии конвективной неустойчивости. Иска-
жение границы раздела жидкости проходит через стадии а — б — г
или а — в — д (рис. 74). В первой стадии (амплитуда деформации
А мала по сравнению с мощностью слоя Н), а также во второй стадии
(А Н) движение происходит ускоренно, причем «форма движения
определяется более вязкой породой, так как в ней теряется основ-
ная часть энергии, идущая на преодоление сил вязкого трения»
(стр. 80).
В случае соляной тектоники ведущей обычно является соль,
значительно более вязкая, чем вышележащие неконсолидированные
глинистые и песчанистые отложения. Однако в ряде районов, где
надсолевые толщи, представленные известняками, мергелями, грубо-
обломочными породами, аргиллитами, обладают высокой вязкостью,
Рис. 73. Диаграмма
роста Индерского ку-
пола. По В. В. Мок-
ринскому (1938)
272
ведущая роль переходит к ним, причем образуется своеобразная яче-
истая структура (рис. 75). При гравитационном всплывании гранитных
магм ведущая роль, по-видимому, должна принадлежать вмещающим
породам.
Е. В. Артюшков называет конвективными формами
центрального типа такие, в которых в центре ячейки тяжелая
жидкость опускается вниз, а легкая поднимается вверх по краям
ячейки, а конвективными формами краевого
типа —такие, в которых тяжелая жидкость опускается вниз по кра-
ям ячейки (этой разновидности, надо думать, отвечают соляные купола
платформенного типа с краевыми синклиналями).
В качестве условия возникновения неустойчивости, по Е. В. Ар-
тюшкову, наряду с инверсией плотности указывается еще Ду-Ah >>
> т0 шах, где т0 max — максимальное значение скалывающего напря-
жения из его значений для обеих пород. В качестве условия возникно-
вения неустойчивости, наряду с инверсией плотности, Е. В. Артюш-
ков указывает следующее: произведение разности удельных весов
обеих толщ на высоту начального поднятия должно быть равно или
больше максимального для обеих пород критического значения скалы-
вающего напряжения, т. е. Ду-Ah т0 max.
Рассмотренный выше пример, на котором пояснены законы непре-
рывного и ускоренного роста соляных массивов, весьма схематизирован
и сведен к элементарно простым условиям. Сделаны следующие упро-
щающие допущения.
1. Было предположено, что надсолевые породы имеют постоянный
удельный вес, который остается неизменным по всей их мощности —
от поверхности Земли до кровли соленосной толщи. В действительности,
надсолевые породы обладают неравномерной плотностью, которая, не
говоря уже об изменениях, зависящих от литологического состава
пород, обычно убывает кверху, при переходе от нижних стратиграфи-
ческих комплексов к верхним. В процессе роста соляной массив дости-
гает верхних горизонтов, образованных породами меньшей плотности;
соотношения плотностей соли и надсолевых пород, стимулирующие
Рис. 74. Последовательные стадии
развития неустойчивости Рэлея-
Тэйлора. По Е. В. Артюшкову
(1965)
I — тяжелая порода; 2 — легкая порода
18 Заказ 206. ---------------—_____________________________________________
273
рост купола, при этом изменяются, что оказывает влияние на скорость
подъема соли.
2. Было допущено, что надсолевые породы не обладают внутрен-
ними сопротивлениями, т. е. ведут себя, как идеальные жидкости.
В действительности, в конкретных случаях наблюдается, что надсоле-
вые породы вследствие своей прочности оказывают определенное вли-
яние не только на скорость роста, но и на весь процесс формирования
соляного массива.
Влияние внутренних сопротивлений надсолевых пород на скорость
роста соляного купола было с теоретических позиций разъяснено
Б. Л. Шнеерсоном (1953). Исходя из уравнения Максвелла, объединя-
ющего упругие и пластические свойства твердых тел, Б. Л. Шнеерсон
показал, что при длительных тектонических процессах поведение гор-
ных пород определяется главным образом их вязкими свойствами,
а упругими пх свойствами можно пренебречь. Поэтому он свел мате-
матическое решение задачи о росте соляного купола к плоской задаче
о движении двух вязких жидкостей (ядро соляного купола было пред-
ставлено в виде полукруга на жестком основании, а покрывающие
породы — дополнительной до полуплоскости областью) и пришел,
таким образом, к выводу, что скорость роста соляного ядра пропор-
циональна разности плотностей соли и окружающих пород и обратно
пропорциональна сумме их коэффициентов вязкости.
Рис. 75. Схема кольцевого расположения соляных куполов (Абжель —
Искинэ — Ракуша, Танатар — Карабатан —ст. Искинэ) вокруг ячей — мульд.
По Н. В. Неволину (1951)
1 — изопахиты; 2 — сбросы; 3 — геологические границы
274
В конкретных случаях развивающиеся соляные поднятия подвер-
гаются влиянию разнообразных геологических факторов, в соответствии
с которыми в общие закономерности (законы непрерывного и ускорен-
ного роста) следует вводить ряд поправок.
Типичной геологической обстановкой для развития соляных
куполов могут считаться условия прогибающейся впадины. Необходи-
мым следствием прогибания солянокупольной области являются погру-
жение соленосной толщи и переход ее в область больших глубин и тем-
ператур. С повышением температуры уменьшается вязкость соли, а под-
вижность ее возрастает. Скорость деформации будет изменяться об-
ратно пропорционально вязкости, т. е. увеличиваться с ее уменьшением.
Следовательно, прогибание солянокупольной области и переход
соленосных толщ на большие глубины активизируют развитие соляной
тектоники (мобилизующее влияние глубины).
Часто считают, что для проявления соляной тектоники глубина
залегания соли является решающим фактором. В действительности,
зто не так. Усилие, обусловливающее перемещение соли и пропорци-
ональное разности отметок, не зависит от глубины. Повышение глу-
бины ведет лишь к повышению подвижности материала и влияет только
на скорость, но не на причины деформации.
На примере Эмбы совершенно отчетливо видно, что в погружа-
ющихся частях синеклизы соляная тектоника проявляется более
интенсивно, чем в поднимающихся ее частях.
Прогибание солянокупольной области сопровождается накопле-
нием молодых осадков, удельный вес которых меньше удельного веса
соли. Таким образом, в прогибающихся областях толща надсолевых
отложений может быть подразделена на две зоны: верхнюю — с поро-
дами более легкими и нижнюю — с породами более тяжелыми, чем
соль. В Голфе граница между этими двумя зонами располагается на
глубине примерно 600 м. На Украине породы мезозоя легче, чем соль,
а породы палеозоя тяжелее, чем соль; граница между зонами здесь
соответствует поверхности размыва палеозоя.
Если прогибание впадины осуществляется с большей скоростью,
чем рост соляного купола, то происходит понижение абсолютной
отметки вершины соляного массива. Здесь, конечно, нельзя говорить
об обратном движении соляного массива вниз, поскольку он продол-
жает расти, высота его увеличивается и слои, располагающиеся над
ним, деформируются в виде купола. Но растет он не относительно
абсолютных координат (уровня моря), а относительно всей системы
отложений и в первую очередь относительно соленосной толщи.
В условиях, когда скорость прогибания превышает скорость
роста купола, подъем массива совершается ускоренно. Этому способ-
ствуют, кроме увеличения высоты массива, увеличение удельного веса
надсолевых пород вследствие их погружения и уплотнения и повышение
ПОДВИЖНОСТИ СОЛИ. «й .ййЛ
Несколько иначе обстоит дело, когда скорость купола превышает
скорость прогибания. В зтом случае абсолютная отметка вершины
соляного массива повышается и соляный массив приближается к днев-
ной поверхности. Пока рост купола совершается в пределах нижней
зоны с повышенной плотностью, он должен происходить ускоренно.
18* ------------------------------------------ 275
Все о геологии
http://geo.web.ru/
Когда же вершина купола достигает зоны пониженной плотности
положение меняется. Объем соли, располагающейся выше границы
зон, начинает оказывать тормозящее влияние на рост купола.
Если рост купола сопровождается образованием орографического
поднятия над ним (например, гора Золотуха и Исачковский холм на
Украине), появляется новый замедляющий фактор. Такое накопление
замедляющих факторов может привести к приостановке роста купола
при вхождении его в зону пониженной плотности. Следовательно,
в условиях прогибающейся впадины соляной массив может выйти
на дневную поверхность только после преодоления значительных
препятствий. Но если соляной массив достиг дневной поверхности
(чаще уровня грунтовых вод) при продолжающемся прогибании сине-
клизы, его рост может снова стать ускоренным, поскольку возрастает
его высота в связи с погружением соленосной толщи. Однако поверх-
ностные процессы снова начинают создавать замедляющее влияние.
Если в условиях аридного климата соляной массив не размывается,
а поднимается в виде соляного холма, как это имеет место в некоторых
районах Ирана и Таджикистана, то с увеличением высоты холма про-
исходит замедление роста купола.
Значительно чаще соляной массив размывается грунтовыми водами,
что приводит к образованию мощного остаточного кепрока. По мере
выщелачивания соли и накопления кепрока рост купола замедляется
и может вовсе приостановиться. Вследствие значительных замедля-
ющих влияний при достижении соляным массивом верхней зоны пони-
женной плотности, а также при выходе его на поверхность скорость
роста купола может стать меньше скорости прогибания. Это приведет
к понижению абсолютной отметки соляного массива, т. е. к погруже-
нию его относительно дневной поверхности. При этом купол, образо-
ванный в надсолевых породах, или сам соляной массив окажутся
несогласно перекрытыми новой серией отложений. Абсолютное пони-
жение купола, уменьшение высоты пассивной его вершины приводят
к новой активизации роста и новому накоплению замедляющих вли-
яний. В результате возникает довольно устойчивое положение вер-
шины соляного массива вблизи поверхности Земли.
В условиях устойчивого положения вершины соляного массива
при наличии мощного кепрока создаются благоприятные условия для
развития вторичной соляной тектоники.
Замедление роста куполов вблизи дневной поверхности объясняет
многие явления, связанные с соляной тектоникой. В частности, ста-
новится ясным, почему из 140 куполов Голфа только на двух имеются
выходы на поверхность гипсов кепрока; 37% куполов имеет отметки
вершин в пределах 0—300 м.
ГРЯЗЕВЫЕ ВУЛКАНЫ
Особо следует выделить группу дислокаций, связанных с заполне-
нием жидким или высокопластичным материалом осадочного происхо-
ждения полостей трещин, жерл или других каналов в осадочной обо-
лочке. Образование мощных, сложенных осадочными брекчиями некков
диаметром в несколько десятков метров (например, пик Карабурун
на Боядаге в Туркмении) связано с действием грязевого или г а-
276
з о в о г о вулканизма. Ископаемые «нефтевулканические некки»
в низах продуктивной толщи (средний плиоцен) Апшеронского полу-
острова расположены цепочками вдоль разломов. «Они представляют
собой почти вертикальные тела кругового или эллипсовидного сечения,
сложенные брекчией, пропитанной окисленной нефтью. Диаметр нек-
ков 2—3 м; местами они образуют группы, сливающиеся в один большой
некк» (Горин и Гадиева, 1959, стр. 345).
Грязевые вулканы, с деятельностью которых связаны такие обра-
зования, обычно приурочены к диапировым складкам, но в ряде слу-
чаев связаны с разломами.
По И. М. Губкину и С. Ф. Федорову (1940), все грязевые вулканы
Крымско-Кавказской геологической провинции приурочены к анти-
клинальным складкам диапирового типа, причем большинство их
располагается на периклиналях; однако встречаются они и в централь-
ных частях антиклиналей (Биби-Эйбат, Богбога) и на крыльях, если
они осложнены сбросами.
Очень часто грязевые вулканы приурочены к местам резких из-
гибов антиклинальных линий (Карадаг, Локбатан и др.) и к местам
разветвления складок.
Описанные Е. М. Смеховым грязевые вулканы на Южном Сахалине
(1947) также приурочены к определенным тектоническим линиям
и обладают глубокими корнями, о чем свидетельствует нахождение
в сопочной брекчии обломков меловых пород, тогда как устья вулканов
расположены в третичных отложениях.
Деятельности грязевых вулканов обязаны своим существованием
грязевулканические острова в мелкоморье (например, Бакинский архи-
пелаг). По Д. М. Сулейманову (1948), эти острова, обязанные своим
образованием конусам сопочного материала, перерабатываемого ополз-
нями и морской абразией, обычно сохраняют основную ориентировку,
подчиненную простиранию тектонических линий, с которыми связано
рядовое расположение грифонов и сальз.
В Прикуринской впадине (Агабеков, 1946) грязевые вулканы раз-
мещены не вдоль осевых линий складок, а несколько смещены относи-
тельно их к западу. Такое размещение грязевых вулканов для При-
куринской впадины связывается со смещенным к западу расположением
разломов на антиклиналях.
О приуроченности к разломам грязевых вулканов Восточного
Азербайджана пишет Г. П. Тамразян (1958), составивший карту рас-
положения более 220 вулканов этой области и выяснивший зональное
их расположение.
На основании полученных данных при изучении включений в со-
почных брекчиях Азербайджана Д. А. Агаларова (1945) пришла к вы-
воду, что грязевые вулканы связаны своими корнями со складками,
на которых они сидят, а отнюдь не с более глубокими горизонтами,
как это считал С. А. Ковалевский, увязывавший грязевой вулканизм
с газовым эндогенным вулканизмом. Этими исследованиями, проведен-
ными в различных тектонических зонах Азербайджана, установлено,
что в выбросах вулканов присутствуют обломки пород от неогена до
юры, причем возраст обломков повышается при движении с юго-востока
на северо-запад. В Дибрарской зоне (Главный Кавказский хребет),
277
судя по возрасту обломков, корни вулкана Туркачидаг, расположен-
ного на выходах апта, достигают верхней юры, в Северном Кобыстане
корни вулканов, расположенных на верхнемеловых отложениях, дости-
гают нижнего мела, в Шемахино-Кобыстанской зоне, где вулканы рас-
положены на выходах неогена и палеогена, корни их не спускаются
ниже верхнего мела и т. д. Интересен опыт изучения обломков пород,
выносимых грязевым вулканом, для палеогеографических построений
(Путкарадзе и Дадашев, 1960).
Д. А. Агаларовой установлено, что грязевые вулканы, располо-
женные на сводах складок, содержат более древние обломки, нежели
паразитарные сальзы, расположенные на крыльях и обычно содержа-
щие только материал из продуктивной толщи; паразитарные вулканы,
очевидно, связаны с вторичными трещинами, неглубоко ответвляющи-
мися от основного жерла.
Эруптивные аппараты грязевых вулканов, характеризующие их внешний вид
и размеры, могут быть различными. Выделяются следующие типы эруптивных ап-
паратов (Губкин и Федоров, 1940).
1. Грязевые вулканы — более или менее крупные возвышенности
земной поверхности в виде усеченных конусов, вершины которых, отвечающие
кратеру вулканов, могут иметь форму от плоско-выпукло-щитообразной до глубоко-
запавшей кальдеровидной, т. е. представляют собой кратер, в середине которого
возвышается действующий конус вулкана.
2. Грязевая сальза — отдельно стоящий конус (или воронка)
той или иной формы, выделяющий брекчию в основном пелитового типа (ил), иногда
с внедрением обломков породы. Сальза извергается без сильного шума; высота
сальзы редко превышает 4—6 л4.
3. Грязевая сопка — «большой эруптивный аппарат грязевого
вулкана, принимающий в зависимости от времени (фазы) деятельности вулкана
и от гидрогеологических, литологических и других условий различные формы:
то конуса, то ядра выпирания, то воронки. Иногда эти формы сопок можно наблю-
дать одновременно на одном и том же грязевом вулкане, но в разных частях сопоч-
ного поля» (Губкин и Федоров, 1940, стр. 40).
4. Грязевой грифон — мелкий эруптивный аппарат, выделяющий
либо только грязь, или воду, или газ с нефтью, либо грязь, воду, газ и нефть одно-
временно, но в небольших количествах. Высота грифонов до 0,5 л4.
И. В. Высоцкий (1954) указывает, что перечисленные типы эруптивных ап-
паратов отличаются также по характеру грязевых выделений. Так, грязевым вул-
канам свойственны периодические извержения углеводородного газа, грязевым
сопкам — периодические интенсивные его выделения, сальзам — спокойное выделе-
ние газа и грифонам — спокойное выделение газа, менее интенсивное, чем в сальзе.
В. В. Белоусов и Л. А. Яроцкий (1936) для Керченского и Таманского
полуостровов предлагали иную классификацию эруптивных аппаратов — по при-
знаку консистенции выбрасываемого материала.
1. Сопки с густой грязью («густые сопки») обладают формой более или менее
крутого конуса с кратерным отверстием наверху.
2. Сопки с жидкой грязью — более пологие.
Видимо, в соответствии с этой классификацией А. Б. Ронов (1949) для Юго-
Восточного Кавказа выделил две стадии в деятельности грязевых вулканов: э к с -
илозионную, кратковременную, характеризующуюся мощными изверже-
ниями сотен тысяч и миллионов кубометров грязи, и грифоновую, характери-
зующуюся спокойным выделением небольших объемов грязи, воды и газов из
многочисленных грязевых озер и сопок, которые образуются после извержения
внутри кратера вулкана. Как на особый случай деятельности вулкана А. Б. Ронов
указывает на вулкан Кутурдаг (Алятская гряда), где из кратерной щели выпирает,
«круто вздымаясь кверху, а затем надламываясь, «поток» твердой сопочной брекчии
шириной 50 м и мощностью 15 м». Скорость этого потока составляет 10 м в год,
производительность 7500 м3 в год.
278
Явления подводного грязевого вулканизма специально исследовались
В. Ф. Соловьевым и Л. С. Кулаковой (1954); ими, в частности, описана банка
Грязный вулкан в Касппйском море. Вулкан представляет собой четко выражен-
ную возвышенность морского дна. Глубина на банке составляет 9,5 ж, а на расстоя-
нии 500 м от нее — 28 м. «Вулкан через каждые 15—20 мин выбрасывает мощные
струи углеводородных газов, создающих на поверхности моря кипящий котел.
Сильное бурление продолжается около 15 мин, а затем утихает до нового выброса
газов. Одновременно с газом выбрасывается глинистая муть, которая течением
увлекается от вулкана на значительное расстояние» (стр. 1185—1186).
Следы грязевулканической деятельности в виде ископаемых эруптивных ап-
паратов и пластов грязевулканической брекчии встречаются в различных горизон-
тах плиоцена (Азербайджан, Туркмения). Примерами могут служить жерла Зых-
ского и Биби-Эйбатского грязевых вулканов, пересекающие продуктивную толщу
и обнаруженные бурением. Сопочные брекчии и сопочные илы, составляющие
продукты извержений грязевых вулканов, образуются из брекчий трения при
последующей обработке ее водой и газом (Губкин и Федоров, 1940). По условиям
залегания и возрасту различают сопочные брекчии четырех видов: жерловую,
потоковую, пластовую (ископаемую) и перемытую (ископаемую) (Жабре в, 1954).
Грязевые вулканы играли значительную роль в осадконакопле-
нии в Южно-Каспийской впадине в четвертичное время, а также в ап-
шеронский и акчагыльский века и век продуктивной толщи, на что
указывают прослои сопочных брекчий среди плиоценовых отложений
(например, 40 м пласт брекчии на контакте продуктивной толщи и ак-
чагыла в Баридашском овраге в районе Алятской гряды, линзы сопоч-
ной брекчии в низах балаханской свиты Биби-Эйбата и др.). Данные
по объемам и площадям распространения сопочных продуктов совре-
менных грязевых вулканов Азербайджана (табл. 2) говорят о значи-
тельной возможной роли этого фактора в осадкообразовании (Горин,
1950).
О широком распространении грязевого вулканизма свидетель-
ствуют многочисленные находки грязевулканических брекчий в дон-
ных осадках как мелководных, так и глубоких центральных частей
Южно-Каспийской впадины. Глубоководные грязевые вулканы мор-
фологически выражены коническими выступами рельефа дна, фиксиру-
емыми на эхограммах (Соловьев, Маев, Юнов, 1961). О значительной
геологической роли грязевого вулканизма говорит также площадь
распространения грязевых вулканов в западной части Южно-Каспий-
ской впадины. Площадь деятельности грязевых вулканов на Юго-
Восточном Кавказе составляет 12 000 км2, а с учетом морских участков
18 000 км2 при общем числе действующих вулканов 250; из них
отдельные «лишь в 2—3 раза уступают по величине Везувию»
(Ронов, 1949).
В качестве важного тектонического результата действия некоторых
грязевых вулканов следует отметить образование синклиналь-
ных вдавленностей, образующихся в сводах складок, ослож-
ненных вулканами, вследствие оседания, компенсирующего вынос
на поверхность больших объемов глинистого материала в виде грязе-
вулканических брекчий. Такого рода явления были описаны Н. А. Го-
ловкпнским в 1889 г. на Керченском полуострове, а затем отмечались
И. М. Губкиным и С. Ф. Федоровым (1940) в Азербайджане. Этими
исследователями описан, в частности, грязевой вулкан Малая Кяниза,
который ранее считался «синклинальным» (т. е. расположенным
279
Таблица 2
Объемы и площади распространения сопочных продуктов
современных грязевых вулканов Азербайджана
(по В. А. Горину, 1950)
Название вулкана Количество брекчии (в тыс. л«’)
Объем сопочной брекч ии при извержениях
Кумани (I860)* 1000
Кейреки (1885) 350
Локбатан (1887) 200
Банка Дивань (1930) 500
Общий объем сопочной брекчии в покровах вулканов
Локбатан 210 000
Кюрсанга 110 000
Утальги 300 000
Кяниза-Даг 550 000
Площадь СОПОЧНЫХ ПОКрОВОВ (В КЛ42)
Ахтарма (Пута) 1.6
Карадаг 8
Отманбозыдат 9
Кяниза-Даг 10
Ахтарма-Пашалы 40
* Год извержения.
в синклинали). Детальное исследование показало, что вулкан располо-
жен на периклинали, вырисовываемой слоями акчагыльского яруса;
нижнечетвертичные же слои (бакинский ярус) наклонены к вулкану,
образуя чашу. И. М. Губкин и С. Ф. Федоров объясняют такое стро-
ение тем, что деятельность вулкана началась после сформирования
акчагыльской складки. Извержения вулкана сопровождались выбро-
сом огромной массы брекчий и образованием каверны. Над каверной
свод антиклинали начал медленно прогибаться, в результате чего обра-
зовалась блюдцеобразная впадина.
Представления о синклинальных вдавленностях были значительно
развиты Г. А. Лычагиным на основании исследований на Керченском
полуострове.
Объем синклинальных вдавленностей отражает масштабы деятель-
ности грязевых вулканов в прошлом. Например, Малобабчикская
вдавленность (Керченский полуостров) диаметром 2 км заполнялась
продуктами извержения Малобабчикского ископаемого грязевого вул-
кана, которЬгй за время своего существования выбросил около 1 км3
твердых продуктов (Лычагин, 1952).
Синклинальная вдавленность Баксинского железорудного место-
рождения на Керченском полуострове представляет в плане эллипс
площадью 5 клг2, обрамленный меотическими рифовыми массивами.
Вдавленность выполнена глинистой с прослоями известняков толщей
(до 1 км) пород миоценового, плиоценового и четвертичного возраста.
280
Во вдавленности значительно развиты грязевулканические брекчии;
в понте их мощность достигает 100 м, в среднем киммерии 500—600 м;
к центру вдавленности мощности брекчии увеличиваются, а ее слои
сливаются друг с другом. Объем среднекиммерийской брекчии состав-
ляет 120—125 млн. л«3, куяльницкой 35—40 млн. .и3 и четвертичной
35 млн. at3. Излияние брекчии происходило непрерывно, но были
пароксизмы (не менее пяти), во время которых впадина полностью за-
полнялась брекчией (Шнюков и Фесюнов, 1965). На Керченском полу-
острове имеется не менее 25 вдавленностей.
Данные по 91 извержению 33 вулканов Азербайджана за послед-
ние 140 лет говорят о периодичности их деятельности (Горин, 1951).
Эта периодичность на северном и южном бортах Южно-Каспийской
впадины как бы меняется местами, что приводит В. А. Горина к выводу
о волновом характере движений, обусловивших грязевой вулканизм.
Периоды активности вулканов по продолжительности своей почти
в два раза превышают периоды покоя (табл. 3).
Таблица 3
Периодичность грязевулканической деятельности
(по В. А. Горину, 1951)
Район Время проявления вулканизма (+) или покоя (—) по годам
Северный борт Южно-Каспий- ской впадины — + — + —
1810— 1827 гг. (17 лет) 1827— 1868 гг. (41 год) 1868— 1886 гг. (18 лет) 1886— 1950 гг. (64 года)
Южный борт Южно-Каспий- ской впадины + — + — +
1810— 1825 гг. (15 лет) 1825— 1839 гг. (14 лет) 1839— 1886 гг. (47 лет) 1886— 1906 гг. (20 лет) 1906— 1950 гг. (44 года)
Близким к грязевому вулканизму представляется явление «г и д-
р о в у л к а н и з м а» (Блиславка, Иванчук, Кубасов, 1966), заклю-
чающееся в выносе на поверхность разжиженного кластического
материала нижележащих толщ напорными водами через полости трещин
и каналы. Проявление гидровулканизма описано для Зеагли-Дарва-
зинского поднятия в Каракумах. В центральной части поднятия описана
сернозаводская толща, заполняющая Камышлинскую впадину, име-
ющую в поперечнике 13 км. Мощность толщи, достигающая в центре
впадины 450 м, к ее периферии уменьшается до нуля. Происхождение
этой толщи, содержащей песчаный материал туронского облика (за-
легает толща с размывом на палеогене и туроне), рисуется следующим
образом.
По разрывным нарушениям свода Зеагли-Дарвазинского поднятия
произошла разрядка повышенных напоров в водоносных комплексах
281
юры и мела. Воды с газом выносили по трещинам разрушенный мате-
риал, в частности туронские пески. В результате обрушения возникла
Камышлинская впадина. Описан «канал» (гидровулканическое жерло)
диаметром 20—25 м, заполненный сцементированным обломочным ма-
териалом. С разрушением газовых залежей связывается образование
в таких каналах скоплений серы («серные бугры»). В качестве проявле-
ний гидровулканизма рассматриваются также распространенные здесь
пластические дайки.
К специфическому случаю проявления грязевого вулканизма сле-
дует отнести небольшие грязевые грифончики, возникавшие при ашха-
бадском землетрясении в Туркмении и описанные В. П. Мирошни-
ченко (1951). По его данным, образование этих грифонов может быть
представлено как результат нарушения гидростатического равновесия
легкоподвижных водонасыщенных суглинков и супесчаных пород,
вызванного силами землетрясения. Размеры этих грифончиков не
велики (до 1,5 м, редко 3—10 м в диаметре), глубина заложения нич-
тожна, а деятельность кратковременна.
Такого рода грязевые вулканы Г. А. Максимович (1953) предлагает
называть сейсмовулканоидами.
Грязевые вулканы и различные сходные с ними явления амагма-
тичного «вулканизма», в частности гидровулканизма и сейсмовулка-
низма, иногда объединяются в группу вулканоидов (Калинко,
1967 по Штеберу).
НЕПТУНИЧЕСКИЕ ДАЙКИ
Нептунические дайки (термин А. П. Павлова, 1896)
могут быть связаны с «гидровулканическими» извержениями, но могут
иметь иное происхождение. Например, они могут получаться в ре-
зультате заполнения зияющих полостей трещин осадочным материалом,
поступающим сверху, с поверхности земли или дна водоема, или же
могут быть обязаны заполнению полостей трещин разжиженной или
высокопластичной осадочной породой, которая при этом может пол-
ностью утратить следы своей первоначальной внутренней слоистой
структуры. Надо полагать, что такая порода может поступать в полые
трещины как снизу, так и сверху в зависимости от того, где располо-
жены слои, дающие материал для образования даек.
Нептунические дайки весьма широко распространены. А. П. Пав-
лов, изучая в Поволжье нептунические дайки в глинах неокома, за-
полненные песчаниками с фауной палеогена, пришел к выводу, что
они образовывались вследствие заполнения трещин в морском дне.
В. В. Бронгулеев в тех же районах описал дайки, обязанные тектони-
ческому выжиманию песчаного материала снизу (амагматические
инъекции). Р. Г. Гарецкий (1956) предложил называть эти дайки пла-
стическими с подразделением на инъекционный тип
(внедрение кластического материала из нижележащих толщ) и н е п -
тунический тип (заполнение сверху). Придерживаясь в нашем
изложении старого павловского термина, заметим, что для рассматри-
ваемых даек характерно заполнение материалом осадочного происхо-
ждения будь то свежий нелитифицированный осадок или же пласти-
ческая, разжиженная или раздробленная осадочная горная порода, в от-
282
личие от даек, выполненных магматическим веществом. В этом смысле
уместно противопоставление нептунических даек плутоническим дай-
кам. Кроме того, рассматриваемые дайки могут быть сложены как обло-
мочным (кластическим), так и глинистым и даже карбонатным мате-
риалом.
Нептунические дайки в принимаемом здесь смысле, вероятно,
могут быть классифицированы по вещественному составу (песчани-
ковые, глинистые, железистые, карбонатные и т. д.), внутренней струк-
туре (флюидальная, брекчиевидная и т. д.), происхождению (за счет
выдавливания горной породы в виде пластической массы или брекчии,
за счет гидравлической подачи глинистого или песчанистого материала
с водой снизу, за счет заполнения с поверхности земли, за счет отложе-
ния растворенного вещества из циркулирующих растворов). Однако
для создания такой классификации необходимо проведение специаль-
ных исследований. Собранные к настоящему времени описательные
данные для этого пока недостаточны.
Широко распространены дайки, обязанные заполнению полостей
трещин сверху. Сюда относятся дайки района Вольска (Поволжье),
пересекающие нижнесызранские опоки и содержащие обильную ниж-
несаратовскую фауну, чем устанавливается проникновение материала
сверху (Самсонов, 1952), дайки бассейна Манне-сая (район Чушкакуль-
ской антиклинали на южном погружении Урала), обязанные проникно-
вению сверху песчаного материала саксаульской свиты эоцена (Сам-
сонов, 1953), дайки в палеоцене Южного Урала (Гудашников, 1965),
дайки, пересекающие сарматские массивные рифогенные известняки
Молдавии (Лирачева и Стерлин, 1953), образованные рыхлым органо-
генным известняком с многочисленной фауной среднего сармата,
принадлежащей к более высокому стратиграфическому горизонту,
чем вмещающая порода; здесь в разрезе нет пород, образующих непту-
нические дайки, что свидетельствует о перерыве в осадконакоплении
после отложения рифогенных известняков, о поднятии и уничтожении
залегавших над ними органогенных известняков.
Широко известны также дайки, обязанные выдавливанию или
гидравлической подаче материала снизу. Так, в Ульяновской области
отчетливо наблюдаются следы механического выдавливания, посту-
пающего снизу выполняющего дайки материала; это сказывается в не-
котором задирании вверх примыкающих к дайке слоев, подобно
тому, как это происходит по краям диапирового ядра. В нарушенных
сбросами куполах Туркмении широко распространены дайки асфаль-
тированных песков, обязанные внедрению снизу песков нефтеносных
толщ, по-видимому, за счет активности (давление, наличие газа) нефтя-
ных залежей (гидравлический или газовый механизм). Широко известны
инъекции (дайки) кластических пород в полости трещин в складчатых
районах. Появление таких даек, очевидно, обязано тектоническим
напряжениям в процессе образования складок.
Нептунические дайки Интинского угольного месторождения бас-
сейна Печоры (Дмитриев, 1957) связаны с пластами песчаников
и являются результатом внедрения песка-плывуна в трещины разрыва;
дайки могут иметь сплошной и прерывистый характер, причем
известны случаи срезания их вдоль поверхностей напластования,
283
свидетельствующие, что складкообразование продолжалось после
образования даек (рис. 76).
В сакмарской зоне Южного Урала описаны инъецированные
кластические тела двух типов — дайки и пластовые тела типа силлов.
Дайки имеют ширину 0,4—8 м и прослеживаются на расстояние до
30 ж, они ограничены ровными плоскостями иногда с зеркалами сколь-
жения. Пластовые тела имеют длину 25—70 м, ширину 2—25 м; их
оперяют мелкие дайки. Дайки подобны разрушенным стенам высотой
1—5 м, выступающим над поверхностью земли, так как породы, сла-
гающие их, очень крепкие; они напоминают микрокристаллические
кислые изверженные породы, однако микроскопическое изучение пока-
зывает, что дайки сложены альбитизированным обломочным матери-
алом. Дайки могли возникнуть за счет местного пирокластического
материала, заполнявшего сейсмотектонические трещины; выделяются
дайки с непер вмещенным и с перемещенным (инъецированным) ма-
териалом. Альбитизация связывается с деятельностью термальных
вод (Гаврилов, 1965). Эти данные показывают, что некоторые дайки,
наблюдаемые в метаморфических комплексах и описываемые как дайки
изверженных пород, могут представлять собой метаморфизованные
нептунические дайки.
Наблюдения над тектоническими дайками позволяют судить о гори-
зонтальных перемещениях на платформах. Ортогональные системы
вертикальных трещин на платформах с наибольшей вероятностью
могут быть объяснены горизонтальным перекашиванием земной коры,
которое является столь же универсальным, как и распространение
систем трещиноватости в горизонтально залегающих толщах. Нептуни-
ческие дайки в районе их распространения образуют «вертикальную
структурную решетку» осадочной толщи; наблюдения над деформа-
циями этой решетки позволяют судить о горизонтальном перемещении
материала, так же как наблюдения над деформацией слоев, составля-
ющих «горизонтальную структурную решетку», — о вертикальных его
перемещениях. Так, известны случаи, когда нептунические дайки
в нескольких местах срезаны по слоистости, причем их отрезки пере-
мещены относительно друг друга в горизонтальном направлении.
Рис. 76. Срезание нептунической
дайки при взаимном перемещении
слоев. По Г. А. Дмитриеву (1957)
1 — песчаник; 2 — слоистые аргиллиты;
3 — углистые аргиллиты; 4 — уголь; 5 —
тектониты и межпластовые зеркала сколь-
жения; 6 — направление относительного
перемещения блоков в процессе складча-
тости
284
жилы
Жилы представляют собой весьма распространенную группу инъек-
тивных дислокаций, обязанных перемещениям вещества в растворен-
ном состоянии. Это вещество, осаждаясь, выполняет полости трещин
(дизъюнктивов) или участки в трещиноватых и пористых породах.
Жилы обладают сравнительно небольшими размерами (7—5 порядка)
и не играют подобно магматическим интрузивным телам, соляным
массивам, ядрам диапировых складок и т. д. существенной роли в тек-
тоническом строении осадочной оболочки. Учитывая это, мы не будем
останавливаться здесь на характеристике жил подробно. Укажем
только, что большинство жил, связанных с трещинами и разломами
(о них уже упоминалось в разделе «Разломы как геологические тела»),
характеризуются так же, как и они, элементами залегания, наличием
висячего и лежачего крыльев, а также мощностью. По определению
Ч. Парка и Р. Мак-Дормида (1966), жилы представляют собой геологи-
ческие тела таблитчатой формы, для локализации которых наиболее
благоприятными являются плоскости (полости) разломов. Жилы
являются или результатом выполнения открытых трещин, или резуль-
татом частичного замещения вмещающих пород. Согласно тем же авто-
рам можно различать жилы простые и комплексные,
возникающие соответственно в результате однократной или многократ-
ной инъекций раствора в полость одной и той же трещины. Непра-
вильные жилы характеризуются резкой изменчивостью мощ-
ности, сетчатые жилы—наличием сети пересекающихся ответ-
влений. Среди систем жил выделяют сопряженные жилы —
две группы жил с одинаковым простиранием, но противоположными
наклонами, и координированные жилы с простира-
ниями, пересекающимися под углом 90°. Рудное тело, приуроченное
к системам мелких жил, сконцентрированных в зоне таблитчатой
формы, представляет собой минерализованную трещин-
ную зону или залежь. Особым морфологическим типом жил
являются лестничные жилы и седловидные жилы
(о которых уже шла речь в гл. IV, в связи с вопросом о концентрации
рудных залежей в замковых частях складок).
Особо различаются бестрещинные жилы. Выделение
и экспериментальное обоснование этого типа инъективных дислокаций
принадлежит Г. Л. Поспелову (Поспелов и Каушанская, 1962). Бес-
трещинные жилы — это тела, жилоподобная форма которых опре-
деляется не выполнением полостей трещин, а процессами, связанными
с перемещением диффузионных фронтов в породе, а также зональной
сорбцией. В экспериментальных условиях встречается диффузия двух
реагентов, заканчивающаяся выделением трудно растворимых солей
в виде жилоподобного тела. К бестрещинным жилам могут относиться
штоковерковые зоны сложного и прихотливого строения жил и сеток
жил при отсутствии интенсивного до рудного дробления.
МАГМАТИЧЕСКИЕ ДИСЛОКАЦИИ
К инъективным дислокациям могут быть отнесены все магматиче-
ские интрузивные тела в совокупности с сопровождающими их
изгибами и разломами во вмещающих толщах. В общем виде здесь
285
усматривается аналогия с диапировыми ядрами и соляными массивами
с сопутствующими дислокациями вмещающих и вышележащих сло-
истых толщ.
На ранних этапах исследования солянокупольных областей, когда
лишь верхние части соляных массивов были доступны для изучения,
оставался неясным вопрос о положении и природе того слоя, за счет
которого формируются соляные штоки. Многие исследователи связы-
вали происхождение соляных куполов с вулканизмом. Такие взгляды
в отношении соляных куполов Голфа высказывались в 1860 г. Томасси
и в 1903 г. Костом, а в отношении соляных поднятий Румынии — Вой-
тешти и др. Только позднее благодаря детальному изучению внутрен-
него строения соляных штоков в подземных выработках (шахтах, каме-
рах), глубокому бурению и разработке стратиграфии солянокупольных
областей установлено, что соляные купола сформированы за счет пла-
стического течения соли соленосных толщ и внедрения ее в вышележа-
щие отложения.
Магматические интрузивные тела представляют собой результат
проникновения магматического материала снизу из «слоев», в которых
возникают или возникали магматические очаги. Глубина расположения
этих слоев и их состав, как правило, не известны и определяются гипо-
тетически. В этом смысле состояние изученности связи магматических
интрузивных тел с «материнскими» слоями соответствует начальным
стадиям изучения соляных куполов.
Ю. А. Кузнецов (1966) пишет, что сейчас «наиболее распространен-
ными являются представления о том, что все интрузивные тела, в том
числе и все гранитоидные, являются продуктами внедрения магмы,
происходящей из глубинных очагов, природа которых обычно не обсу-
ждается, так же как не обсуждается и механизм перемещения и завоева-
ния ею пространства, ныне занятого гранитоидным телом». Существуют
также гипотезы о метаморфогенном, в частности метасоматическом,
происхождении гранитоидных тел, и гипотеза об образовании их в ре-
зультате последовательного продвижения фронта магмообразования.
К). А. Кузнецов считает, что эти три гипотезы дополняют друг друга,
причем все названные механизмы могут быть реализованы в подходя-
щих условиях. Им же в числе возможных форм миграции вещества
при образовании магматических тел указывается движение магматиче-
ских масс с образованием собственно интрузивных тел. Причинами
движения могут быть: «всплывание» легкой магмы, магматическое гидро-
статическое давление и «кипение» магмы (газообразование). С подоб-
ными же причинами соответственно связаны: рост соляных массивов,
образование песчаниковых (плывунных) нептунических даек, образо-
вание некков грязевых вулканов, «лавы» которых поднимались к по-
верхности благодаря насыщению их газами.
Вне зависимости от принимаемой генетической концепции и допу-
скаемой формы миграции вещества все магматические тела, сформиро-
вавшиеся на глубине и представляющие собой инъективные дислока-
ции, могут быть охарактеризованы как интрузивные (внедренные) в соот-
ветствии со смыслом этого термина. В отличие от интрузий осадочных по-
род (например, соляные «интрузии»), где интрудирует сама готовая гор-
ная порода, в случае интрузивных магматических пород интрудировать
286
(внедряться) может как готовая горная порода, так и формирующее ее
вещество в расплавленной, растворенной или ионной форме. Впрочем,
формирование соляных трещинных тел, так называемых «трещинных
инъекций», также может быть обязано интрудированию (внедрению)
каменной соли в растворенном состоянии.
Формы проявления магматических тел весьма разнообразны. Их
систематизация для гранитоидов дана Ю. А. Кузнецовым (1966). Среди
главных их типов он, в частности, выделяет:
1) автохтонные гранитоидные батолиты, вы-
тянутая форма которых может свидетельствовать о связи с глубинными
разломами, образуются на крупных антиклинальных поднятиях в про-
цессе продвижения фронта магмообразования вверх и отчасти в стороны.
Состав зависит от состава замещенных пород: так, в песчано-глинистых
толщах «образуются гранитные тела, в граувакковых — гранодиорито-
вые, в эффузивно-карбонатных — батолитовые комплексы пестрого со-
става с широким развитием диоритов, гранодиоритов и сиенитов»
(стр. 8). В автохтонных телах могут наблюдаться реликтовые слоистые
и складчатые структуры, унаследованные от замещенных слоистых
толщ. Появляющаяся в больших объемах способная к течению магма,
перемещаясь на различные, но, главным образом, очень небольшие
расстояния, образует «собственно интрудированные тела»;
2) аллохтонные батолиты и другие интру-
дированные тела, к которым относятся: а) куполовид-
ные интрузивы или диапир — плутоны образуются
в результате гравитационного всплывания или гидростатического
давления относительно легкой гранитной магмы, приурочены к анти-
клиналям, сопровождаются следами перестройки структуры вмеща-
ющих толщ, обладают конформной внутренней тектоникой; б) тре-
щинные и пластовые гранитоидные плутоны
(плутоны отслоения) образуются в результате давления
магмы; в) кольцевые интрузивные комплексы свя-
заны с эффузивами, «во многих случаях — это корневые части глубоко
размытых вулканических аппаратов».
Кроме того, Ю. А. Кузнецовым к главным типам гранитоидных
тел также отнесены:
1)чарнокитовые м агматиты и анатектиты,
специфичные для докембрийских щитов. Эти интрузивные породы обра-
зуют в толщах сланцев гранулитовой фации прослои, линзы, бескорне-
вые неправильные тела, секущие тела без признаков контактового
метаморфизма. Образование этих пород связано «с перераспределением
вещества внутри метаморфизующейся толщи и выплавлением небольших
порций эвтектических расплавов»; они являются «продуктом более или
менее чистого плавления в обстановке очень высоких температур и без
заметного привноса даже наиболее подвижных компонентов извне»
(стр. 6);
2) нормальные мигматиты и анатектиты (ам-
фиболитовой фации) «образуются в динамической обстановке непрекра-
щающихся дифференциальных движений всей массы метаморфизу-
ющихся пород, о чем свидетельствует прекрасно выраженная криста-
лизационная сланцеватость с крутым или вертикальным падением,
287
напряженная складчатость, структуры будинажа и т. д. «Распростра-
нение сланцев амфиболитовой фации, в которых возникают мигматиты
и анатектиты, имеет линейный характер, связанный с подвижными зо-
нами или глубинными разломами, т. е. зонами высокой проницаемости,
что способствует усилению роли инфильтрационного метасоматоза
в образовании магматических тел. Нормальные мигматиты и анатек-
титы образуются «в результате тех же процессов магматического заме-
щения при участии сквозьмагматических растворов, что и автохтонные
гранитоидные батолиты». Отличие мигматитовых толщ заключается
в «крайне рассеянном характере мелких магматических тел» (стр. 7).
Эти образования представляют собой результат переработки горных
пород на месте и не могут быть в целом отнесены к инъективным дисло-
кациям. Однако переработка пород здесь отчетливо сопровождается
перемещением вещества одних прослоев в пространство, занимаемое
другими прослоями, и если рассматривать метаморфизованные толщи
в деталях, то окажется, что они содержат множество внутренних инъек-
тивных дислокаций относительно небольших размеров.
Рассмотрим основные морфологические типы интрузивных магма-
тических тел. Воспользовавшись обобщающей работой Н. А. Елисеева
(1953), остановимся на разделении плутонов на конкорда нтные
и дискордантные по отношению контакта к структуре вмеща-
ющих пород, конформные и дисконформные по отно-
шению внутренней структуры плутона к поверхности контакта, гар-
моничные и дисгармоничные по отношению внутренней
структуры плутона к структуре вмещающих пород. По отношению
к вмещающему структурному элементу (или элементам) различают
ядерные плутоны, целиком располагающиеся в одном геологи-
ческом комплексе, пограничные плутоны, располагающиеся
на границе двух комплексов, трещинные плутоны, ант и-
клинал-плутоны, синкл и нал-плутоны, про-
дольные и поперечные плутоны.
Батолиты, по Р. О. Дэли (1936), — крупные «сквозные» интру-
зивные тела площадью более 100 км2 (по решению специальной батоли-
товой комиссии в США батолитами решено называть плутоны диаметром
32 км и более, в отличие от штоков, имеющих меньшие размеры); наи-
более крупные батолиты (по Дэли, 1936) — батолиты Берегового
хребта (Британская Колумбия и Аляска) 2000 X 200 км, батолиты Пата-
гонии — 1100 X 110 км. Р. О. Дэли дает следующую характеристику
батолитам: 1) приуроченность к орогеническим поясам (это может
не относиться к раннедокембрийским батолитам); 2) вытянутость
параллельно тектоническим осям; 3) образование вскоре после основ-
ной складчатости; 4) секущие отношения к местным породам; 5) не-
правильные куполообразные кровли с выступами и провалами; 6) кру-
тые стенки; 7) относительная ровность стенок; 8) расширение книзу
и «бездонность»; 9) замещение вмещающей формации во время интру-
зии; 10) лейкократовый состав; 11) громадный объем с соответству-
ющей продолжительной магматической жизнью, медленное охлажде-
ние, значительное конечное сжатие и в результате необходимость
продолжительного приспособления материала как батолита, так
и включающих масс.
288
Представления Р. О. Дэли о происхождении изверженных по род,
и, в частности, о батолитах были изложены в его книге «Изверженные
породы и их происхождение» (Igneous Rocks and their Origin), издан-
ной в 1914 г. В 1923 г. новое освещение вопроса о происхождении
батолитов было дано Г. Клоосом в его работе «Проблема батолитов»
(Das Batholitenproblem). Концепции Г. Клооса получили широкую
популярность и, в частности, были поддержаны и развиты Н. А. Елисее-
вым (1953). Г. Клоос на основании всестороннего исследования батоли-
товых тел (контактовые явления, ксенолиты, особенности внутренней
структуры, изменение состава, структурные соотношения с вмеща-
ющими толщами) пришел к выводу, во-первых, что при формировании
батолитов явление ассимиляции имеет второстепенное значение и про-
странство для батолитов завоевывается активной магмой, раздвига-
ющей боковые породы; во-вторых, что батолиты — не бездонны, что
они имеют подошву и представляют собой псевдо дискордант-
ные межформационные лакколиты.
Основа аргументации сводится к следующему: ксенолиты и глыбы
имеют угловатую форму и лишь очень слабо оплавлены. Изменение
их заключается в термическом изменении — превращении в роговики.
Количество ксенолитов при удалении от контакта уменьшается, а сте-
пень их изменения остается той же. Состав изверженных пород бато-
лита является выдержанным как в зоне контакта, так и при удалении
от пего. Из всего этого следует вывод о незначительных масштабах
ассимиляции. Н. А. Елисеев (1953) в связи с этим пишет, что
предположение о том, что ассимиляция является одним из широко
распространных породообразующих процессов, совершающихся в ба-
толитах,... должно быть отброшено, как совершенно неправильное.
Предпосылкой изложенных рассуждений является признание обя-
зательности прихода гранитной магмы в пространство батолита извне
(с глубины). Если же в соответствии с современными данными деталь-
ных исследований батолитов считаться с возможностью формирования
гранитов на месте за счет переработки местных пород, все приведенные
фанты могут получить иное толкование. Так, например, выдержан-
ность состава пород, слагающих батолит, можно связать с выдержан-
ностью состава местных пород, из которых образован гранит. Орого-
викование можно трактовать не как контактное явление, а как процесс,
предшествующий гранитизации. Ксенолиты и глыбы можно рассматри-
вать не как обломки, попавшие в батолит извне, а как реликты мате-
ринских пород при процессе гранитизации, в большем количестве
сохранившихся в зоне, прилегающей к фронту гранитизации, чем в его
глубоком тылу. Кстати, ориентированное расположение ксенолитов
в прифронтовой зоне, поясняемое иллюстрацией, взятой у Болка
(рис. 77), и рассматриваемое Н. А. Елисеевым как «убедительное дока-
зательство механического воздействия движущейся магмы на вмеща-
ющие породы», значительно лучше объяснимо при реликтовой трак-
товке ксенолитов, внутренняя структура которых на приводимой
иллюстрации полностью согласуется со структурой вмещающих пород.
Здесь уместно привести результаты исследования Р. М. Слобод-
ского (1967) по Алтаю. Им прослежена «прогрессивная стадия формиро-
вания» или процесс разрастания батолитов.
19 заказ 206.------------------------------------------ 289
По ряду признаков, а именно по сходству химического состава гра-
нитоидов и вмещающих пород, отсутствию механических нарушений
во вмещающих толщах, реликтовым структурам, местному происхо-
ждению ксенолитов — эти массивы сформированы на месте. Окай-
мляющая их зона ороговикования содержит продукты ранней гидро-
термальной минерализации, представленные зонально построенными
кварцевыми жилами метасоматического происхождения. Эти жилы
пересекают ороговикованные породы, пересекаются гранитоидными
апофизами и содержатся в виде ксенолитов в гранитоидах. В гранитои-
дах содержатся также ксенолиты роговиков с зональными жилами,
резко срезаемыми границами ксенолитов. В глубь массивов роговики
преобразуются в породы псевдодиоритового типа. Наблюдения
Р. М. Слободского показывают, что исследованные им массивы сфор-
мировались на месте, причем ороговикование предшествовало грани-
тизации, как зто ранее отмечал Ф. Н. Шахов.
Куполообразная форма кровли батолита, рассматриваемая
Н. А. Елисеевым как результат активного поведения магмы в пластич-
ном состоянии, может считаться результатом гравитационного всплы-
вания гранитоидов, тела которых обычно соответствуют относитель-
ным минимумам силы тяжести.
Правомочен вопрос: могут ли вообще «тела Клооса» рассматри-
ваться как огромные межформационные почти горизонтальные внедре-
ния гранитоидов? Примером образования собственно интрузивных тел
гранитоидов служат лакколиты, размеры которых, однако, весьма огра-
ничены (несколько километров в диаметре). Что же мешает лакколи-
там разрастаться в латеральных направлениях? Неисследованность
п изменчивость геологических характеристик магмы, по-видимому,
исключает возможность проведения сколько-нибудь достоверных рас-
четов, но некоторые соображения тем не,менее могут быть высказаны.
Если магма поступает из питающего канала в жидком состоянии, то
ее давление на вмещающие породы будет распределяться по закону
Паскаля; зто в свою очередь значит, что если давление магмы способно
преодолеть петростатическое давление, т. е. приподнять вышележащие
породы, то оно способно их приподнять на любой площади. Следова-
тельно, жидкая магма может продвигаться в латеральных направлениях
(по горизонтальному разделу слоев) на любые расстояния, если ее
давление будет поддерживаться на постоянном уровне. Моделью та-
Рис. 77. Горизонтальный верхний контакт мелкозернистого гранита. По Р. Бо.тк
(1946)
290
кого продвижения служит явление гидравлического разрыва пластов
в нефтепромысловой практике. Ограниченность латеральных размеров
лакколита свидетельствует о том, что уже на небольшом расстоянии
от питающего капала магма теряет способность продвигаться по лате-
рали, т. е. перестает быть жидкостью, к которой применим закон
Паскаля; это может объясняться потерей летучих компонентов, поте-
рей тепла, повышением вязкости и началом криста л лпзации. Дальней-
шее поступление магмы под давлением создает куполообразную форму
лакколита; магма, заполняющая пространство лакколита, начинает
вести себя как вязкое твердое тело. Логично думать, что предельные
размеры лакколитов функционально связаны с изменением свойств
магмы, движущейся в латеральном направлении. Отсюда следует, что
существование «тел Клооса», как огромных лакколитов, потребовало бы
особых условий сохранения жидких свойств кислой магмы на больших
расстояниях от питающего канала, что само по себе уже представляется
сомнительным. Установленное же Клоосом наличие дна у батолитов
может быть объяснено не только удаленным послойным межформацион-
ным внедрением. Процесс формирования крупных гранитоидных масс
in situ может быть связан с определенной средой и с определенными РТ
условиями. В частности, вполне возможно допустить, что гранитиза-
ция свойственна только лишь относительно высоким уровням земной
коры, ниже которых материнские породы остаются негранитизирован-
ными. В таком случае горизонтальные или слабонаклоненные пластины
гранитов будут также подстилаться негранитизированными толщами.
Можно, например, при соответствующих петрографических истолкова-
ниях слоев земной коры думать, что нижним пределом процессов гра-
нитизации может являться граница Конрада. Однако этот вопрос очень
сложный, неясный и требует дальнейшего исследования.
Среди собственно интрузивных тел, связанных с внедрением магмы,
важную роль играют дайки и силлы, составляющие, в частности, основу
трапповых формаций. Дайки — пластообразные тела, пересека-
ющие слоистость или сланцеватость вмещающих пород. Размеры даек
лежат в широких пределах. Так, мощность даек изменяется от долей
миллиметра до 3—12 км (Большая дайка в Родезии). Длина крупных
даек достигает десятков километров; длина Большой дайки исчисляется
в 500 км. Различаются многократные дайки, образован-
ные путем ряда последовательных инъекций в одну трещину, и с л о ж-
н ы е дайки, образованные инъекциями разного состава (Дэли,
1936).
Силлы (интрузивные залежи) — покровообразные тела, инъек-
цированные между слоями. Мощности даек и силлов могут изменяться
от нескольких сантиметров до километра и более, а протяженность —
от метров до многих десятков километров.
По данным Р. О. Дэли (1936), мощность силлов варьирует от микро-
скопических размеров до 600 м и более; протяженность залежей на
выходах достигает 160 км (триасовая залежь в Нью-Джерси), а пло-
щадь распространения — до 13 000 км2 (залежь у Хоптауна). Интру-
зивные залежи часто располагаются сериями; например, в одном обна-
жении докембрийской толщи в Британской Колумбии Р. О. Дэли
на протяжении 800 м разреза насчитал более 100 силлов. Большая
J9* ------------------------------------------ 291
протяженность силлов и ограниченные латеральные размеры лакколи-
тов связаны с составом образующих их магм. Основные магмы, форми-
рующие силлы, обладают значительно большей подвижностью, чем
кислые магмы лакколитов.
Комбинации силлов и даек образуют коленчатые дайки,
весьма широко распространенные в трапповых формациях. Вмещающие
слои на контактах с дайкой часто образуют разрывы и пластичные
изгибы (рис. 78). С системами вертикальных и горизонтальных трещин
могут быть также связаны камерные инъекционные
тела, механизм формирования которых, по А. Г. Жабину (4966),
виден на рис. 79.
Можно провести некоторые параллели между нептуническими
и магматическими (плутоническими) дайками. Так, интрузивные дайки
трапповых формаций соответствуют нептуническим дайкам, которые
Р. Г. Гарецкий относит к инъекционному типу. Механизм образования
кольцевых даек близок с механизмом образования даек, связанным
с гидровулканизмом. Силлы трапповых формаций не имеют хорошо
выраженных аналогов среди осадочных инъективных образований;
в какой-то мере им могут отвечать кластические силлоподобные тела,
описанные А. А. Гавриловым.
Механизм внедрения силлов можно уподобить механизму гидро-
разрыва пластов, широко применяемому при разработке нефтяных
месторождений в целях повышения отдачи скважин (Мельников, 1965).
Гидроразрыв осуществляется разрастающимся от скважины водным
клином благодаря резкой концентрации растягивающих напряжений
на конце клина. Трапповые тела приурочиваются к глинистым разно-
стям пород по причине их тонкой слоистости и малой прочности на раз-
рыв, особенно вдоль плоскостей напластования. Путем сопоставления
разрезов скважин устанавливается, что силлы раздвигают пласты.
Например, тело долеритов, встреченное на Сухо-Тупгусской площади
в скважине 21 и имеющее мощность 48 м, раздвинуло осадочные породы
на 41—42 м, причем «исчезнувшие из разреза 6—7 м глинистых извест-
няков были или инъецированы, или отторгнуты, превращены в ксено-
лит и перемещены на другое место (Мельников, 1965). Предполагается,
что некоторые платформенные складки Тунгусской синеклизы образо-
ваны благодаря внедрению траппов.
Механизм заполнения магматическим материалом систем нормаль-
ных и пластовых трещин с образованием силлов и даек был обрисован
Рис. 78. Коленчатая дайка па
р. Моркоке. По В. И. Михе-
енко и И. А. Хайретдинову
(1964)
1 — долеритовая дайка; В — ба-
зальтовый покров; а — сланцы
и песчаники верхней перми, 4 —
известняки нижнего силура; S —
конгломераты; в — глины и изве-
стняки нижнего силура
292
следующим образом на примере Донбасса (Косыгин и Магницкий,.
1948). Донбасс рассматривается как глубокий (не менее 10 км) прогиб,
полностью компенсировавшийся осадками в каменноугольном периоде.
При прогибании до хорды земной поверхности (максимальная глубина
до хорды определена для центральной части Донбасса в 450 м) камен-
ноугольные отложения подвергались сжатию и короблению, поскольку
прогиб постоянно компенсировался осадками, а площади, занимаемые
образующимися на поверхности слоями, по мере приближения к хорде
должны были сокращаться. При прогибании ниже хорды в «угленосном
массиве» наступало растяжение и повышалась его проницаемость.
Указанием на повышение проницаемости и наличие трещин растя-
жения служат магматические проявления, распространенные не выше
среднего карбона, и связанное с ними оруденение. Отсутствие в угле-
носном массиве и вышележащих слоях прослоев вулканогенных и туфо-
генных пород говорит о том, что магматические проявления, как пра-
вило, не достигали поверхности; это хорошо согласуется с наличием
надхордового сжимавшегося слоя. Слои нижнего и среднего карбона
содержат секущие дайки и пластовые залежи изверженных пород,
констатированных в ряде пунктов в южной и центральной (Главный
аптиклинал) частях прогиба Донбасса, т. е. именно там, где должно
было проявиться в связи с его асимметрией максимальное растяжение.
Проникновение магмы происходило в условиях общего вертикаль-
ного и горизонтального растяжения осадочной толщи. Так, исследователь
Донбасса Б. Ф. Мефферт (1944), описывая интрузии в нижнем
и среднем карбоне на р. Крынке, отмечает, что дайки мончикитовых
излияний исключительно следуют направлениям весьма развитой си-
стемы диаклазов, выполняя трещины кливажа и напластования слоев.
Этому подчиняются и все мелкие и побочные апофизы этих даек. Только
в немногих случаях напор магмы обусловливает неправильные прорывы
Рис. 79. Механизм образования трещинной камеры. По А. Г. Жабину (1966)
а — форма трещины АБВГ в вертикальном сечении; б — форма камеры, возникшей при диаго-
нальном раздвижении стенок АБВГ и А1Б1В1Г1; в •— карбонатитовое камерное тело в Маймеча-
Котуйской провинции (зарисовка)
293
среди слоев песчаников и известняков. Внедрение магмы по диаклазам
обусловливает чрезвычайно правильный, почти геометрический контур
этих жильных инъекций и при комбинации трещин кливажа и напла-
стования зигзагообразный вид многих из них... Очевидно, жидкая
основная магма действием магматического напора быстро вгонялась по
уже существовавшим трещинам кливажа и пластового расщепления.
Большая мощность пластовых инъекций, достигающая в отдельных
случаях 130 м (р. Малый Несветай) и даже 200 м (р. Аюта),
свидетельствует о значительных размерах растяжения угленосной
толщи.
Б. Ф. Мефферт указывает, что дайкам изверженных пород и вме-
щающим породам свойствен кливаж единого направления и считает
это доказательством одновременности проникновения магмы и складко-
образования в карбоне. С этим, конечно, нельзя согласиться. Единство
систем трещиноватости указывает, что изверженные и вмещающие
породы одинаково реагировали на условия общего сжатия; значит,
к началу складкообразования система пластовых и секущих жил, за-
полненных затвердевшими изверженными породами, уже суще-
ствовала.
Высказанная точка зрения значительно отличается от представле-
ний самого Б. Ф. Мофферта, согласно которым в Донбассе «от девона
до верхней перми во времени не наблюдается каких-либо перерывов
орогенического характера и нет никаких оснований для проникнове-
ния магмы в 10-километровую толщу ненарушенного палеозоя».
Образование коленчатых даек, камерных инъекционных тел и «раз-
двигание» слоев телами силлов — все это свидетельствует об условиях
общего растяжения толщ, выполняющих Тунгусскую синеклизу, во
время внедрения траппов. Сказанное подтверждается приуроченностью
трапповых интрузий к криволинейным, часто очень коротким и кулисно
расположенным трещинам растяжения, образующим концентрические
системы в синклинальных понижениях. Здесь «мульды сплошь насы-
щены траппами, а смежные положительные структуры лишены или
почти лишены их» (Кириллов, 1966). Трещины растяжения, очевидно,
образовывались одновременно с прогибанием и образованием синкли-
нальных форм Тунгусской синеклизы в целом и меньших форм таких,
как Норильская мульда (Кириллов, 1966).
Выводы о механизме внедрения траппов и силлов, сделанные на
примере Донбасса и подтвержденные наблюдениями в Тунгусской сине-
клизе, могут быть обобщены в том смысле, что в процессе прогибания
могут наступать условия значительного растяжения осадочных толщ,
которое, с одной стороны, может компенсироваться их утонениями
и разрывами и связанным с этим более интенсивным прогибанием выше-
лежащих слоев, но, с другой стороны, в условиях проницаемости зем-
ной коры может компенсироваться внедрением магматического ма-
териала по трещинам растяжения или трещинам скола, стенки которых
раздвигаются в процессе общего растяжения (раздвиги или
трещины раздвигания).
На примере Донбасса устанавливается, что такой процесс может
происходить в прогибе именно до складчатости. Поступление магма-
тического материала компенсирует растяжение осадочных толщ и за-
294
медляет прогибание вышележащих слоев, которое при отсутствии при-
тока магмы компенсировало бы это растяжение. Таким образом, в дан-
ном случае внедрением магмы с образованием систем даек и силлов осу-
ществляется подземное компенсирование прогибания.
Когда речь идет о компенсировании прогибания
(компенсированные и некомпенсированные прогибы), то обычно имеется
в виду компенсирование прогибаний за счет осадконакопления. Однако
следует различать еще по крайней мере два вида компенсирования:
во-первых, компенсирование прогибания за счет выноса магматического
(вулканогенного) материала из недр и заполнения им с поверхности
образующейся впадины; во-вторых, компенсирование прогибания за
счет подъема магматического материала и заполнения им подземных
камер, возникающих в процессе прогибания и растяжения осадочных
толщ (подземное или глубинное компенсирование).
Компенсированию первого типа предшествует образование компен-
сационных вулкано-тектонических депрессий, по-
добных синклинальным вдавленностям в районахгрязевого вулканизма.
Такие депрессии овальной или кольцевой формы диаметром 20—60 км
и амплитудой опускания в первые сотни метров известны на Камчатке.
Депрессии ограничены дугообразными разломами с амплитудой опуска-
ния до 500—700 м и более. В пределах депрессий располагаются вул-
каны. Указывается па наличие аналогичных образований в Новой
Зеландии. Вулкано-тектонические депрессии устанавливаются и для
прошлых геологических эпох. В. В. Коптяева (1966) описывает такую
депрессию в каменноугольных отложениях Северо-Балхашского синкли-
нория. Депрессия эта, выполненная лавами, туфами и игнимбритами
андезитового и линаритового состава, разделяется на внешнюю и вну-
треннюю резкоопущенную (кальдерную) зоны. Вокруг впадины распо-
ложены гранитные массивы, комагматичные выполняющим ее эффузи-
вам. Впадина изобилует рвущими вулканическими образованиями —
лавовыми куполами, некками, силлами, штоками, располагающимися
преимущественно вдоль ограничений кальдеры и линейных зон проги-
бания северо-восточного простирания.
Компенсированию второго типа может отвечать не только меха-
низм образования систем (решеток) силлов и даек, но и механизм
образования таких крупных интрузивов, как лополиты [термин
предложен Граутом (F. F. Grout) в 1918 г.], которые представляют
собой блюдцеобразные пластовые тела, заполняющие тектонические
депрессии. Протяженность лополитов составляет десятки километров
при мощности несколько километров. Бушвельдский лополит зани-
мает площадь 400 X 240 км; мощность лополита Дулут в Миннесоте
достигает 16 км, а лополита Сёдбери в Онтарио — 32 км. Таковы
размеры интрузивных тел, по-видимому, компенсирующих некоторые
прогибы. Бушвельдский лополит представляет особый случай подзем-
ного компенсирования в комбинации с надземным. Огромное магмати-
ческое тело, как свидетельствует Р. О. Дэли (1936), не имело сплош-
ной кровли, кроме собственной охлажденной фазы, и в этом смысле
является эффузивным. Однако «громадная норитовая часть его, интру-
дировавшая в несколько более древнюю эффузивную часть, вполне
представляет собой лополит..., интрузия, по-видимому, сопровождалась
----------------------------------------------295
Все о геологии
http://geo.web.ru/
и облегчалась опусканием у дна, причем дно максимально оседало
в центральной части» (стр. 99).
К пластовым интрузивным телам относятся также лакколиты
и факолиты, которые подобно силлам обладают линзовидной формой,
т. е. к краям выклиниваются.
Лакколиты обладают плосковыпуклой или двояковыпуклой
формой; над лакколитом слои вмещающих пород куполообразно при-
подняты, между лакколитами и силлами существуют любые переход-
ные формы. Лакколит, как правило, следует поверхностям напластова-
ния, но иногда и сечет их. Лакколиты, располагающиеся вдоль поверх-
ности несогласия, называются межформационными лак-
колитами, а лакколиты, достигшие поверхности «через отверстия,
имеющие гораздо большую ширину, чем отверстия обычной дайки
или вулканического жерла» (Дэли, 1936), называют эруптив-
ными лакколитами. Размеры лакколитов не превышают не-
скольких километров в диаметре, что, как уже отмечалось, связано
с их составом. По весу и прочности вышележащих осадочных толщ
давление, которое оказывали на них минераловодские лакколиты
в процессе внедрения, было определено в 1000—1500 кг/см2, (Слобод-
ской, 1965).
Факолиты —[термин, предложенный Харкером (A. Harker)
в 1911 г.], представляют собой линзовидные пластовые тела синклиналь-
ной или антиклинальной формы, согласные с вмещающими слоями,
и образующиеся в замковых частях складок в областях пониженных
давлений, возникающих здесь при складкообразовании.
К секущим интрузивным телам, кроме рассмотренных выше даек,
относятся также кольцевые дайки, бисмалиты, этмолиты, акмолиты,
гарполиты, хонолиты (Дэли, 1936).
Кольцевые дайки имеют в плане кольцеобразную или
дугообразную форму. Они связаны с оседаниями над магматическими
очагами конической формы блоков, по периферии которых выжимается
магма по трещинам. Концентрические системы кольцевых даек, на-
клоненных к центру, называют интрузивными кониче-
скими слоями, а точки их схождения — фокусами ин-
трузивных конических слоев (Дэли, 1936).
Бисмалит — коническое или цилиндрическое тело, достигаю-
щее поверхности Земли или заканчивающееся в куполе слоев подобно
лакколиту.
Этмолит — воронкообразное, суживающееся книзу тело; в его
взаимоотношении с вмещающей слоистой толщей характерно, что при-
мыкающие к его боковым поверхностям слои загнуты книзу.
Акмолит — выделенный в Альпах тип интрузивных залежей,
внедряющихся в зону контакта верхних сминающихся в складки слоев
и их древнего нескладчатого ложа, с которого вышележащие слои
как бы сорваны или сдернуты. Вышележащая толща образует изокли-
нальную серию складок, в которую внедряется еще подвижная магма
основного тела акмолита; в результате возникают ножеподобные
апофизы. Р. О. Дэли пишет, что в природе нелегко доказать реаль-
ность существования такого типа инъекции (1936 г.). Возможно,
акмолиты представляют собой разновидность подошвенных
296
интрузивных тел, формировавшихся вдоль постелей надвигов.
Такие тела могли давать начало апофизам, проникающим в надвинутое
крыло или аллохтон по трещинам или вдоль осевых поверхностей
складок.
Гарполит — секущее тело в виде серпа, похожее на наклон-
ный факолит.
Хонолитами Р. О. Дэли назвал неправильные интрузив-
ные тела, которые нельзя отнести ни к одному из перечисленных типов.
Хонолит представляет несогласное тело, образовавшееся в результате
пассивной или активной инъекции магмы в дислоцированные породы.
Особо выделяется группа инъективных дислокаций, образованных
телами эффузивных пород и разнообразных минерализованных брек-
чий. Прежде всего — это дайки и некки, заполненные вулканическим
материалом. Такие образования, связанные с палеозойским вулканиз-
мом, описаны, например, на Урале (Червяковский, 1964), где во мно-
гих пунктах известны древние вулканические жерловины размером
до 400 м в поперечнике и дайки протяженностью до 10 кл1 при ширине
200—250 м. Те и другие выполнены лавовым материалом или эруптив-
ными брекчиями. В девонских отложениях Минусинской котловины
описаны вулканические жерловины размерами от 350 X 300 да
800 X 500 м (Погоня-Стефанович и Переломова, 1959).
Девонские линаритовые вулканические жерловины описаны в Туве
(Лучицкий и Кепежинскас, 1966). Например, Кулбусдашская жер-
ловина представляет собой «сложноветвистое многоярусное образова-
ние, напоминающее дерево» с шириной видимой части до 400 .ч. Она
ограничена неровными поверхностями и от нее отщепляются три апо-
физы, одна протяженностью до 2 км и с раздувами до 700 м по мощ-
ности, две другие соответственно 500 X 200 и 250 X 150 м. Апофизы
Рис. 80. Вулканические жерловины
без кальдеры оседания. По
П. Д. Яковлеву (1967)
а — трубообразные с концентрическим
или с овальным сечением; б — кониче-
ские; в — линейные; г — труб о образные,
ограниченные разломами. Породы
перловой фации: 1 — туфы, 2 —
лавы, 3 — лавы и лавобрекчии, 4 — раз-
ломы
297
представляют собой послойные инъекции линаритовой магмы. Жер-
ловина изучена на 1700 м в глубь по разрезу, причем облик пород
не меняется, что говорит о значительной глубине формирования (более
1,5—2 км) гранитных интрузивных корней этой жерловины.
Вулканические жерловины подразделяются на два типа (Яковлев,
1967, 19671) — жерловины без кальдеры оседания (рис. 80) и жерло-
вины с кальдерой оседания (рис. 81). В первом типе выделяются пять
подтипов: 1) трубообразные обычно вертикальные (круговое или оваль-
ное сечение диаметром от десятков метров до километров) жерловины,
выполненные преимущественно туфами (диатремы), реже лавами и лаво-
брекчиями; 2) конические жерловины, выполненные преимущественно
лавами (некки), реже лавобрекчиями и туфами; 3) линейные жерловины,
расположенные на разломе и удлиненные в соответствии с его про-
стиранием; 4) жерловины, ограниченные разломами, трубообразные,
реже ступенчатые, выполненные лавами и лавобрекчиями; 5) жерло-
вины комбинированной формы. Во втором типе выделяются два
подтипа: 1) трубообразные жерловины без кольцевых и радиальных
нарушений, выполненные туфами (диатремы), реже туфами и лавобрек-
чиями; 2) жерловины с кольцевыми, коническими и радиальными
нарушениями. Сочетание некков с кольцевыми, линейными и радиаль-
ными дайками дает сложные (грибообразные, паукообразные) тела
неправильной формы.
Особой формой инъективной дислокации являются трубки
взрыва, выполненные брекчиями, образованными в результате
прорыва газа. Трубки взрыва приурочены к «куполовидным выступам
интрузивных массивов, к апикальным частям неправильных штоков
и трубообразных гипабиссальных тел, а также к кольцевым малым
интрузивам» или же связаны с разломами, в частности, с изгибами, пере-
сечениями и сопряжениями разрывных нарушений (рис. 82) (Яковлев,
1966). Алмазоносные кимберлитовые трубки северо-востока Сибирской
платформы располагаются преимущественно вдоль разломов и на их
пересечениях. Трубки обладают округлой, а чаще неправильной
формой и имеют различные размеры в плане. Тела ряда трубок
Рис. 81. Вулканические жерловины
с кальдерами оседания
А — трубообразные без радиальных
и кольцевых нарушений; Б — трубообраз-
ные с кольцевыми, коническими и ради-
альными нарушениями. 1 — туфы; 2 — ла-
вобрекчии; 3 — брекчии оседания; 4 —
экструзивные или субвулканические тела;
5 — карбонатиты; 6 — разломы
298
г
возникли в результате многофазного процесса. Включения обломков
в кимберлитовых брекчиях многочисленны (например, 80—90% крупно-
обломочного материала и 50—60 % посторонних включений и разнообраз-
ны — обломки боковых и даже вышележащих пород (известняки верх-
него силура, которые в этом районе уже уничтожены размывом), а также
обломки глубинных пород вплоть до эклогитовой фации (Бобриевич,
Крягов, Щукин, 1961).
Кроме алмазоносных кимберлитовых трубок, в которых главную
роль играют породы ультраосновного состава, на Сибирской платформе
(Ангаро-Илимский район) широко распространены трубки взрыва ба-
за л ьтоидного состава, содержащие обломки лишь боковых пород (плат-
форменного чехла) и тесно связанные в пространственном и генетиче-
ском отношениях с трапповой формацией. Для этих трубок харак-
терно магнетитовое оруденение. Поперечник трубок составляет 250—
450 м, реже 1 км (Красноярское месторождение); на глубинах 500—
800 м трубки резко сужаются и имеют, таким образом, воронкообраз-
ную форму (Павлов, 1961).
Близкими к трубкам взрыва являются разнообразные экспло-
зивные интрузивные тела (Борсук и Масуренков, 1964).
В Эльбрусской вулканической области они описаны, как «интрузии
туфов», в которых интрузивные соотношения с вмещающими осадоч-
Рис. 82. Связь трубок взрыва с разрывными нарушениями (в — д'). По
П. Д. Яковлеву (1966)
1 — разрывные нарушения; 2 — дайки; 3 — трубки взрыва
299
ними и вулканогенными породами сочетаются с пирокластической
(туфовой) природой интрудирующего материала. Эти интрузивные тела
состоят из открытых каналов и жерл, а также «слепых» образований,
имеющих форму даек, силлов и жерл. Мощность интрузивных тел
достигает 700 м, площади силлов — до нескольких квадратных кило-
метров. Эксплозивные брекчиевые дайки описаны в Закарпатье; для
них характерны ровные поверхности контактов без царапин и борозд,
уступчатые контуры, связанные с влиянием тектонической трещино-
ватости (Мерлич, 1958).
Важное обобщение по инъективным дислокациям рассматриваемого
типа принадлежит II. Ф. Иванкину (1965). Им главное внимание уде
ляется так называемым закрытым эксплозиям, которые,
согласно Л. Бринеру, представлены залежами брекчий дайкообразной,
трубообразной, конической и неправильной формы. «Многие залежи
брекчий тесно связаны с деятельностью гипабиссальных интрузий
и располагаются апикально по отношению к интрузивам» (стр. 25).
Многие тела брекчий являются закрытыми и выклиниваются по вос-
станию. По времени образования они близки к конечным этапам маг-
матического процесса и начальной стадии гидротермальной деятель-
ности. В силу таких соотношений брекчии закрытых эксплозий сильно
изменены постмагматическими растворами.
П. Ф. Иванкин описывает изменения некоторых даек по простира-
нию. Дайки «сложены двухфазной интрузивной брекчией, обломки
которой представлены окварцованным фельзит-порфиром, а цемент
флюидально-полосчатым кварц-альбитовым порфиром с серицитом,
хлоритом, карбонатами, пиритом. По простиранию дайки такая брек-
чия постепенно сменяется либо массивными кварц-полевошпатовыми,
либо рыхлыми туфовидными породами, сцементированными гидротер-
мальными минералами и рудой». Такая обстановка им истолковывается
как результат автобрекчирования жильной рудоносной интрузии при
внедрении ее в холодные породы и дополнительного разрыхления ее
в концевых частях отделяющимися газами и парами. В других слу-
чаях брекчии рассматриваются как продукты газовых взрывов. Кроме
того, он отмечает, Что тела минерализованных брекчий представляют
собой массовое и характерное явление, причем между авгобрекчирова-
нием гипабиссальных интрузий, эксплозивным брекчиеобразованием,
автометасоматозом магматических пород и рудоотложением обнару-
живается внутренняя генетическая связь, свойственная переходу
плутонического процесса гипабиссальной зоны в наземный вулканизм.
По представлениям П. Ф. Иванкина, глубины порядка 2—3 км, по-
видимому, являются нижней границей магматического брекчиеобра-
зования.
ЗАКЛЮЧЕНИЕ
Инъективные дислокации по своему распространению в осадочной
оболочке представляют собой не столь универсальное явление, как
пликативные и дизъюнктивные дислокации, поскольку они не повсе-
местны и проявлялись только лишь временами. Вместе с тем инъектив-
ные дислокации связаны с наиболее активной формой перемещения
вещества в слоистой структуре, включающей его подъем из глубоких
300
.зон осадочной оболочки, земной коры и мантии к поверхности Земли
и образование всех видов магматических тел. Инъективные дислока-
ции, связанные с перемещением осадочного материала (диапиры, соля-
ные массивы, нептунические дайки), имели несравненно меныпее зна-
чение в развитии структуры осадочной оболочки в целом, чем инъек-
тивные магматические дислокации, но в значительной степени
определяли особенности строения отдельных крупных районов (со-
лянокупольные области).
Отношение инъективных дислокаций к различным слоистым струк-
турам Земли обладает своими особенностями. Так, пликативные дисло-
кации осложняют только слоистую структурА7 осадочной оболочки,
дизъюнктивные дислокации заключаются во взаимных перемещениях
по разломам — отдельных участков как слоистых структур осадочной
оболочки, так и гипогенной слоистой структуры. Инъективные дисло-
кации заключаются не только в перемещениях вещества внутри слои-
стой структуры осадочной оболочки, но также и в перемещениях
вещества внутри гипогенной слоистой структуры, например в перемеще-
ниях вещества мантии в пространство земной коры или перемещениях
вещества «базальтового» слоя в пространство «гранитного слоя». Хотя
нижние пределы распространения осадочной оболочки нам не известны,
но можно полагать, что корни очень многих инъективных магматиче-
ских дислокаций лежат ниже подошвы осадочной оболочки. В таком
случае инъективные дислокации могут рассматриваться как механизм
разрастания осадочной оболочки, ведущий к увеличению ее объема
и веса за счет привнося в нее глубинного материала.
Важно отметить еще один аспект в изучении инъективных дислока-
ций. Инъективные дислокации представляют собой системы геологи-
ческих тел, пересекающих слоистую структуру, и если перемещения
слоев свидетельствуют о вертикальных движениях материала, слага-
ющего осадочную оболочку, то по латеральным смещениям секущих
тел можно судить о горизонтальных послойных перемещениях, как
это было показано на примере нептунических даек Русской платформы.
Наконец, между слоями и секущими телами усматривается еще такая
параллель. Если прослеживание и изучение слоев, формирование кото-
рых связано с некоторыми событиями на поверхности Земли, лежат
в основе хроностратиграфической корреляции (синхронизации), то
изучение секущих тел, формирование которых связано с внедрением
составляющего их вещества в ряд слоев, образующих вертикальную
последовательность, позволяет говорить о «вертикальной синхрониза-
ции» (Вегманн, 1960), основывающейся на том, что эндогенные массы
появляются снизу и пересекают различные горизонты; образу-
ющиеся же путем внедрения породы и их контакты могут рассматри-
ваться как показатели времени.
Прослеживание как слоев, так и секущих тел может быть исполь-
зовано не только для их синхронизации, но и для исследования в пер-
вом случае горизонтальной, а во втором вертикальной миграции про-
цессов их формирования.
Все о геологии
http://geo.web.ru/
ГЛАВА VI
ГЕОЛОГИЧЕСКИЕ ФОРМАЦИИ
В предыдущих главах речь шла о геологических структурах,
а именно о собственно слоистой структуре и о слоистой структуре,
нарушенной дислокациями различных типов. Структуры различались
по геометрическим признакам, поскольку речь шла о структуре
в смысле определенной пространственной упорядоченности геологи-
ческих тел, или по кинематическим признакам, поскольку речь шла
о преобразованиях слоистой структуры в структуры более сложные
(нарушенная слоистая структура, складчатая структура и т. д.). Рас-
сматривались структуры любой геологической природы, что особенно
подчеркивалось при описании слоистой структуры, которая может
определяться соотношением тел (слоев), выделяемых по петрографиче-
ским, биостратиграфическим, сейсмическим, плотностным и другим
свойствам. Однако основное внимание при описании слоистой струк-
туры, а в особенности ее дислокаций, было уделено осадочной оболочке,
в которой главным признаком выделения тел (а следовательно, струк-
тур и дислокаций) служат петрографические признаки (принадлеж-
ность вещества к тому или иному типу горной породы). Таким образом,
в основе наших структурных построений, касающихся осадочной
оболочки, лежали принятые классификации горных пород.
При выделении и описании дислокаций вещественный (петрогра-
фический) состав слагающих их тел как бы отходил на второй план.
Однако очевидно, что геометрическая форма дислокаций, на которую
при описании обращалось наибольшее внимание, тесно связана с ве-
щественным составом тел. Так, изоклинальные складки возникали
только в тонкослоистых, глинисто-сланцевых и других пластичных
толщах, в которых возможны послойные перемещения и аккумуляция
материала наиболее пластичных прослоев в замковых частях. Складки
платформенного типа специфичны для двуслойных толщ, нижние части
которых обладают жесткими свойствами (фундамент), способностью
к раскалыванию и очень пологим изгибам, а верхние части состоят
из слоев осадочных слабометаморфизованных пород, которые могут
образовывать складки, подчиненные блоковой структуре фундамента.
Форма соляных куполов функционально связана с физическими свой-
302 _________________________________________________________
Все о геологии
http://geo.web.ru/
ствами каменной соли (сравнительно низкая плотность, компакт-
ность, пластичность). Формы гипсовой тектоники обусловлены физи-
ческими эффектами химического процесса гидратации ангидрита
И Т. д.
Резюмируя сказанное, мы можем следующим образом пояснить
соотношения изучения вещественного состава и геометрических форм
при исследовании структур и дислокаций. Во-первых, изучается про-
странственное распределение горных пород, проводятся геологические
границы, выделяются геологические тела, рассматриваемые как струк-
турные элементы (т. е. с точки зрения объема и формы), описывается
структура (в частности, слоистая структура и ее дислокации).
Во-вторых, выясняются соотношения между структурами (дислокациями)
и вещественным составом образующих их тел. Для выявления сущности
этих отношений выясняются особенности формирования структуры
с учетом механических (физических, химических) свойств участвующих
в дислокациях горных пород и некоторых, основанных на расчетных
и экспериментальных данных, представлениях о возможном механизме
формирования структуры (дислокации). Таким образом, структура
и вещественный состав оказываются тесно связанными друг с другом
в статическом и динамическом смысле.
При изучении дислокаций нам было достаточно опираться на клас-
сификацию горных пород.
Однако если речь идет о структуре осадочной оболочки в целом
или крупных ее частей, о выделении геосинклинальных и платформен-
ных областей, геосинклиналей, геоантиклиналей и т. д., т. е. о текто-
ническом районировании, пользоваться только классификациями
торных пород недостаточно, так как каждый из перечисленных струк-
турных элементов может содержать все или почти все известные горные
породы. Поэтому при тектоническом районировании совершенно недо-
статочно использовать тела, сложенные какой-либо одной определен-
ной горной породой (например, соляные массивы, гранитные массивы,
карбонатные толщи и т. д.); оказывается необходимым выделять по ве-
щественным признакам (петрографическому составу) тела более низ-
кого порядка (более крупных размеров). Кстати говоря, как спра-
ведливо отметил В. И. Попов (1959), начало понимания геологических
формаций, как типа геологических тел «крупнее, чем слагающие их
горные породы, и мельче, чем образующаяся из формаций земная
кора и ее вертикальные (этажные) и горизонтальные (региональные)
подразделения» (стр. 8), положено Ф. Ю. Левинсон-Лессингом (1888).
«Организация» таких тел встречает значительные трудности, поскольку
они только в отдельных случаях могут быть сложены одной горной
породой (или группой очень близких пород), в большинстве же слу-
чаев они включают множество различных, но как-то ассоциирующихся
друг с другом горных пород. Без такого естественного ассоциирования
выделение крупных разнопородных тел таких, какие могли бы быть
использованы в целях тектонического районирования осадочной
оболочки, вообще не было бы возможным.
Не сами горные породы, а их вещественные ассоциации слу-
жат основой для выделения крупных тел. Если для горных пород
мы располагаем детальными, хотя пока и очень несовершенными
303
классификациями, то выделение ассоциаций горных пород еще далеко
не упорядочено.
Формация, как подчеркивал Н. С. Шатский (1965), представляет
собой именно естественную ассоциацию, а не произвольный набор
пород.
ОСНОВНЫЕ ОПРЕДЕЛЕНИЯ
ФОРМАЦИИ, КАК ВЕЩЕСТВЕННЫЕ АССОЦИАЦИИ
Иногда формациями называют толщи непрерывных осадков, от-
деленных от других формаций тектоно-денудационными перерывами
(Усов, 1945), или же части земной поверхности: море и сушу (Налив-
кин, 1956). Таким образом, в геологической литературе термин «формация»
применяется для обозначения существенно различных понятий. В со-
ответствии с задачами, поставленными в этой работе, мы будем под
геологическими формациями понимать ассоциации
горных пород, объединяющихся по их совместному нахождению в круп-
ные геологические тела; такие ассоциации характеризуются определен-
ной структурой, определенным закономерным сочетанием пород, кото-
рые их составляют.
Формациями называют как конкретные геологические тела (или
их совокупности), имеющие определенное местонахождение, протяжен-
ность, форму и геологический возраст, так и типы формаций, объеди-
ненных общими признаками, но имеющих различное местонахождение,
протяженность и возраст. В первом случае говорят о конкрет-
ных (региональных, провинциальных, областных) формациях (Левин-
сон-Лессинг, 1888; Херасков, 1952), во втором случае об абстракт-
ных (всемирных) типах формаций (Левинсон-Лессинг, 1888):
абстрактных формациях (Херасков, 1952), абстракт-
н о-типовых петрографических формациях (Попов, 1959). При-
мером формации в первом случае может быть нижнекембрийская спи-
лито-кератофировая формация Алтае-Саянской области, во втором —
абстрактная спилито-кератофировая формация, как тип формаций,
встречающихся в различных геосинклинальных системах в отложениях
различного возраста.
Среди формаций в зависимости от их преобладающего петрографи-
ческого состава различают осадочные, осадочно-вулка-
ногенные, магматические и метаморфические
формации.
Понятие геологической формации далеко не универсально в Смысле
размеров и набора признаков выделения. Так, для характеристики
сочетания различных по составу слоев, образующих складку, или же
для характеристики строения земного шара оно не подходит. Термин
«геологическая формация» обозначает ассоциации тел, выделенных
только по литолого-петрографическим признакам и структуре, а по
размерам — отвечающие определенным порядкам (приблизительно от
второго до четвертого порядков объема по классификации, приведен-
ной в гл. I).
По Н. С. Шатскому (1945, 1954, 1955. 1960, 1965), формации —
это естественные комплексы (сообщества, ассоциации) горных пород,
304
отдельные члены которых (породы, пачки пород, свиты, отложения)'
парагенетически связаны друг с другом как в латеральных направле-
ниях, так и в вертикальной стратиграфической последовательности
(под словом «парагенез» в определении Н. С. Шатского понимается
совместное нахождение). «Если минералы — парагенезы элементов, —
пишет Н. С. Шатский (1955, стр. 63), горные породы — парагенезы
минералов, то геологические формации — парагенезы горных пород».
Определение геологической формации было разработано Н. С. Шат-
скпм для осадочных толщ, но оно вполне может служить основой опре-
деления геологической формации в общем смысле. Определение геоло-
гической формации, предложенное Н. С. Шатским, было детально про-
анализировано и расширено Н. П. Херасковым (1952).
Н. П. Херасков доказал, почему это понятие должно быть поло-
жено в основу учения о формациях. Понятие парагенеза принимается
и минералогии для обозначения «смежности» или «совокупного пребы-
вания» минералов (по В. М. Севергину), или же «способа совместного
нахождения минералов — ассоциации» (по А. Брейтгаупту). Выделение
парагенезов основано на явлениях совместного нахождения минералов,
а не на их общем генезисе, который может быть неопределенным или
спорным. Определяя петрографию как учение о парагенезах минералов,
Н. П. Херасков предложил распространить понятие парагенеза «на
слушай закономерного сонахождения пород... и положить это понятие
в основу учения о формациях» (Херасков, 1952, стр. 36). Закономерные
ассоциации пород — их парагенезы — служат важнейшим поисковым
признаком.
Поскольку формация является парагенезом пород, формации,
так же как и породы, должны систематизироваться по составу и строе-
нию. «Выяснение генезиса формаций, — писал Н. П. Херасков, —
является, конечно, важнейшей задачей их изучения, но выделяются фор-
мации не по генезису, а по парагенезу, так как выделение их не зави-
сит от часто спорных генетических представлений. Так, например,
флиш как формация установлен давно, а генезис его и сейчас является
спорным» (Херасков, 1952, стр. 37).
Идеи Н. С. Шатского и Н. П. Хераскова отчасти развиваются
в сочинениях В. И. Драгунова (1966), который предлагает парагенезы
горных пород называть парагенерациями.
Парагенерация, по В. И. Драгунову, — «естественное элементар-
ное парагенетическое сообщество осадочных и вулканогенно-осадочных
горных пород в их закономерных сочетаниях определенного типа»
(стр. 41). В. И. Драгунов совершенно резонно указывает, что «выделяя
парагенерации, не следует исходить из каких-либо предварительных
соображений о тектонической или палеогеографической обстановке их
образования» (стр. 42). Вместе с тем В. И. Драгунов отмечает, что
парагенерации составом и характером сочетания образующих их пород
отражают тектонические и палеогеографические особенности областей
сноса и отложения и поэтому анализ парагенерации может приводить
к палеогеографическим и тектоническим выводам.
В. И. Драгунов вполне ясно определяет место генетических пред-
ставлений, которые должны вытекать из анализа формаций, но не ле-
жать в основе их определения и выделения. Однако замена термина
20 Заказ 206. ------------------------------------- 305.
«формация» термином «парагенерация» нам представляется неоправ-
данной.
Вещественный состав и структурные особенности кладутся в основу
определения формаций также Б. М. Келлером, В. И. Поповым
и Н. Б. Вассоевичем.
Б. М. Келлер (1948), следуя в основном определениям Н. С. Шат-
ского, называет формацией естественноисторический комплекс пород,
связанный с определенной тектонической обстановкой его формиро-
вания.
Геологические формации, по В. И. Попову (1959), представляют
собой естественноисторически обособляющиеся комплексы горных
пород, жидкостей и газов (включая полезные ископаемые), генети-
чески связанные и сопряженные друг с другом во времени и про-
странстве.
Н. Б. Вассоевич (1966) рекомендует выделять формации («осадоч-
ные геогенерации») по геотектоническим и палеогеографическим, т. е.
по генетическим признакам. Однако даваемое Н. Б. Вассоевичем (1966)
определение понятия рисует формацию как вещественную ассоциацию.
По Н. Б. Вассоевичу, осадочная геогенерация — это крупный ком-
плекс отложений (обычно мощностью п-10—п-103 м), отвечающий
свите или чаще ряду свит и характеризующийся определенной общ-
ностью в отношении состава, строения и распространения. Согласно
этому определению формация должна выделяться по признакам веще-
ственного состава и структуры. Выделив по этим признакам формацию,
мы можем затем выяснить ее происхождение и определить, в частности,
насколько общность ее вещественного состава определяется общностью
палеогеографической обстановки и тектонического режима. Короче
говоря, поскольку формацию можно выделить и не зная палеогеогра-
фической и тектонической обстановки ее формирования, что хорошо
показал сам Н. Б. Вассоевич на примере флиша, то, конечно, палео-
географический и тектонический признаки не могут служить основа-
нием для ее выделения.
ГЕНЕТИЧЕСКИЙ АСПЕКТ
В ОПРЕДЕЛЕНИЯХ ФОРМАЦИЙ
Иные определения формации, данные М. А. Усовым, М. К. Корови-
ным и М. В. Муратовым, заключают в качестве своей основы не пара-
генезисы горных пород, а связь их с тектоническими фазами или эта-
пами геотектонического развития. М. А. Усов, разрабатывавший учение
о формациях на материалах Сибири, считал, что формации обязательно
ограничены несогласиями. В представлении М. А. Усова (1945), фор-
мация — толща терригенных осадков, отделенная от других формаций
тектоно-денудационными перерывами (несогласиями), обусловленными
в свою очередь тектоническими фазами.
М. К. Коровин (1950), предлагая положить геотектонический прин-
цип в основу относительной геологической хронологии, рекомендует
в качестве отправной единицы региональной стратиграфии принять
геологи чес,кую формацию, «... хорошо отражающую последовательные
этапы развития региона» (стр. 86), т. е. формация — это понятие ре-
306
гпонально-стратиграфическое, связанное с этапами развития региона,
а не с особенностями вещественного состава, не с парагенетическими
ассоциациями пород.
Такое представление о границах формаций, а следовательно, и о са-
мих формациях превращает их в единицы стратиграфической шкалы,
которые примерно соответствуют сериям местных шкал, судя по опре-
делению этого термина в «Стратиграфической классификации и тер-
минологии» (1956). Естественно, что в формацию, понимаемую таким
образом, может входить несколько формаций, совокупность которых
ограничена поверхностями несогласий.
По представлениям М. В. Муратова (1949, стр. 12), «каждая фор-
мация, отделенная перерывом в осадконакоплении от более древних
и более молодых, отвечает обычно определенному этапу развития данной
области, характеризующемуся своими особенностями образования осад-
ков, распределения источников обломочного материала и режима дви-
жений земной коры. Естественный осадочный комплекс (или форма-
ция) при этом соответствует так называемому циклу осадконакопления,
начинающемуся трансгрессией и заканчивающемуся регрессией. Иначе
говоря, он обусловлен таким развитием движения земной коры, при
котором вначале в данной области преобладают опускания, а затем
поднятия». Легко видеть, что здесь ограничение формаций связывается
с циклами осадконакопления, т. е. также с перерывами.
М. В. Муратовым выделяются формации трех типов, отличающиеся
по внутренней структуре, т. е. по взаимоотношению между отдельными
слоями внутри самого комплекса и по отношению их к более древнему
основанию. Каждый естественный комплекс (формация) начинается
трансгрессивно залегающими слоями и заканчивается регрессивно
залегающими слоями.
Формации первого типа — трансгрессивные — связаны
«с формированием осадков на фоне длительного общего опускания того
прогиба, в котором происходит осадконакопление, при последующем
довольно быстром его поднятии. Слои комплекса, залегающие несо-
гласно на подстилающем основании, согласно ложатся один на дру-
гой в осевой части прогиба, по его периферии они трансгрессивно пере-
ходят на более древние породы» (Муратов, 1949, стр. 12). Таким обра-
зом, здесь имеет место периферическое, или трансгрессивное, краевое
несогласие. Формации трансгрессивного типа распространены как
в геосинклинальных, так и в платформенных условиях.
Формации второго типа — регрессивные — создаются «при
относительно быстром опускании или прогибании впадины и при до-
статочно длительном последующем поднятии ее в целом или в части
ее крыльев. Последнее и вызывает постепенную регрессию в ее осевой
части и заполнение ее регрессивной серией слоев» (Муратов, 1949,
стр. 14).
Формации третьего типа — смещенные — создаются «в усло-
виях неодинаково направленных движений земной коры в крыльях про-
гиба. В одном из них происходит опускание как и в предыдущих слу-
чаях, вызывающее трансгрессивное залегание слоев, а в другом
в результате происходящих здесь поднятий имеет место обратное
явление — регрессивное залегание слоев» (Муратов, 1949, стр. 14).
2*-------------------------------------------------. 307
Смещенные формации несимметричны; они особенно характерны для
краевых прогибов.
Н. М. Страхов, Л. Б. Рухин, В. В. Белоусов и В. Е. Хайн опре-
деление формации основывают на генетических признаках.
Л. Б. Рухин (1953) понимает под формацией генетическую сово-
купность фаций, выделяющуюся среди других особенностями своего
состава или строения и устойчиво образующуюся на более или менее
значительном участке земной поверхности при определенном тектони-
ческом режиме. Такое определение не отвечает принятому в этой книге
пониманию фаций и формаций, которые представляютявления различных
категорий, а именно: формация — это геологическое тело с определенными
литологическими признаками, а фация — совокупность условий обра-
зования горных пород. Формация может состоять из пород, слоев,
пачек и т. д., но не из фаций. Образование пород, слагающих форма-
цию. может происходить в разнообразных фациальных условиях,
и, следовательно, эти породы могут обладать различными фациаль-
ными особенностями. Выясняя фациальные особенности образования
осадков, мы тем самым выясняем их генезис, а также в значительной
степени генезис пород, образующихся из этих осадков. При выделе-
нии же формаций для нас необязательно знание генезиса пород, а сле-
довательно, необязательно определение фаций. Уже по одному этому
формации нельзя рассматривать как сочетание или совокупность фа-
ций. Однако необязательность определения фаций совершенно еще
не говорит о нежелательности такого определения. Понимая формацию
как парагенез пород, необходимо в процессе ее изучения стремиться
к выяснению генезиса как отдельных членов формации, так и форма-
ции в целом. Знание генезиса горных пород необязательно для выделе-
ния и описания формаций, но строго необходимо для углубленных
исследований закономерностей их строения и формирования. По
Н. М. Страхову (1956), «каждый парагенетический комплекс осадочных
пород, развитый на более или менее значительных участках земной
коры и обязанный своим возникновением длительному локальному
развитию какой-либо модификации любого типа осадочного процесса,
есть формация осадочных пород». В этом определении на каждую фор-
мацию накладываются генетические ограничения (связи с определен-
ной модификацией или типом осадочного процесса), тогда как мы
знаем, что многие формации, выделяемые как ассоциации горных пород,
могут быть гетерогенными, разнофациальными и быть связанными
с различными модификациями осадочного, да и не только осадочного,
процесса.
Нельзя согласиться также с В. В. Белоусовым (1962), определя-
ющим осадочную формацию, как комплекс фаций осадочных пород,
соответствующий определенной стадии геотектонического цикла и опре-
деленной геотектонической зоне. Дело в том, что наши знания, вернее
умозаключения, о циклах и зонах могут быть основаны лишь на вы-
делении, описании и выяснении последовательности и взаимного рас-
положения геологических объектов, тел, формаций. Следовательно,
определение формации не может основываться на представлениях
о циклах и зонах. По топ же причине нельзя согласиться с В. Е. Хаиным
(1964), определяющим формацию как закономерное и естественное
308
сочетание определенного набора горных пород — осадочных, вулкано-
генных, интрузивных, образующихся на определенных стадиях разви-
тия основных структурных зон земной коры.
ОСНОВНАЯ ТЕРМИНОЛОГИЯ МАГМАТИЧЕСКИХ
И МЕТАМОРФИЧЕСКИХ ФОРМАЦИЙ
Прообразом магматических формаций в современном понимании
этого слова можно считать петрографические формации,
выделявшиеся Ф. Ю. Левинсон-Лессингом (1888) и др., как совокуп-
ности всех пород, связанных с кристаллизацией какой-либо магмы —
пород, непосредственно из нее возникших, ее контактного поля, про-
дуктов сплавления и ассимиляции, пегматитовых жил и т. д. (Левин-
сон-Лессинг и Струве, 1937).
Ю. А. Кузнецов (1964) специально рассмотрел вопрос о магмати-
ческих формациях. Сравнивая, с одной стороны, определение форма-
ций Н. С. Шатского и Н. П. Хераскова, а с другой стороны, — В. В. Бе-
лоусова и В. Е. Хайна, Ю. А. Кузнецов (стр. 13) пишет: «Из двух ука-
занных выше типов определений понятия геологической формации
успеху формационного метода в большей мере, конечно, способствует
направление, развиваемое школой Н. С. Шатского. Не связывая себя
заранее при выделении формаций никакими гипотезами, а, наоборот,
производя это выделение по признаку если и зависящему от субъек-
тивных воззрений автора, то лишь в относительно небольшой степени,
ее представители добиваются тем самым наибольшей объективности
в анализе тех вопросов геологии, которые могут быть выявлены на
основании изучения геологических формаций. Если же изучение форма-
ций производится... на основании заранее заданной схемы, то любые
вытекающие из изучения формации геологические выводы не будут
выходить за рамки именно этой схемы, что не может способствовать про-
грессу науки».
Применительно к магматическим формациям Ю. А. Кузнецов
с тех же позиций критикует схему Ю. А. Билибина (1959), который
подчеркивал, что интрузивные формации приурочены в пространстве
к определенным тектоническим областям, а во времени — к определен-
ной фазе тектонического цикла. Ю. А. Кузнецов отмечает, что идея
о такой приуроченности «ведет к многочисленным ошибкам в практи-
ческой работе геологов, так как очень часто о самих этапах развития
подвижных поясов начинают судить по присутствию тех или иных маг-
матических формаций, причем во многих случаях даже не предприни-
маются попытки выяснения действительных условий и обстановки их
образования» (стр. 15).
Ю. А. Кузнецов также справедливо критикует определения магма-
тических формаций, основанные на генетических представлениях,
которые всегда гипотетичны и субъективны. Таковы определения, в ко-
торых в качестве основных признаков принимается общность магма-
тического очага, связь с определенной фазой дифференциации магмы,
единая исходная магма и т. д. В качестве абстрактных и конкретных
магматических формаций Ю. А. Кузнецов различает соответственно
формационные типы и магматические комплексы.
309
Под формационным типом понимается обобщение
главных особенностей, свойственных ряду тождественных или близ-
ких по составу конкретных магматических комплексов, которые могут
иметь различный возраст и залегать в различных и зачастую удален-
ных друг от друга, но однотипных геологических структурах.
Магматический комплекс — конкретная, т. е. зани-
мающая определенное место в пространстве и времени ассоциация маг-
матических пород и сопутствующих метаморфических и рудных обра-
зований, тесно связанных друг с другом парагенетическими отноше-
ниями. Конкретные магматические комплексы никогда не бывают пред-
ставлены единым геологическим телом; обычно это серия сближенных
по возрасту тел, распространенных нередко на очень большой площади.
Магматическая формация рассматривается Ю. А. Кузне-
цовым как наиболее общий термин, который может быть использован
для обозначения как формационных типов, так и магматических ком-
плексов. Выделение магматических комплексов Ю. А. Кузнецов (1964,
стр. 21) рекомендует основывать на петрографической и петрохимиче-
ской характеристике их состава, особенностях минерального состава,
металлогенической характеристике, внутренней структуре, но не на
соображениях генетического порядка, «поскольку в них всегда имеются
элементы гипотезы и, следовательно, чисто субъективного решения
вопроса».
Ю. А. Кузнецов среди магматических формаций прежде всего
различает магматические формации первого рода,
сложенные целиком магматическими породами определенного состава
и представляющие собой частный случай проявления геологической
формации: к ним относятся интрузивные формации, в составе которых
осадочные породы присутствуют лишь в виде ксенолитов и контакто-
вых измененных пород. Магматические формации вто-
рого рода, являющиеся лишь частями геологических формаций.
Например, эффузивные образования, тесно связанные с породами оса-
дочного происхождения. В этом случае магматическая формация высту-
пает как подформация сложной эффузивно-осадочной геологической
формации.
В дополнение к обычно выделяемым группам плутонических
и эффузивных формаций особо выделяют вулкано-плутони-
ческие формации (Устиев, 1963), интрузивные серии которых
«полностью отвечают плутонической ассоциации, хотя и сопровождаются
в природе равноценной ей по геологическому значению эффузивной
серией. . . Подобные сложные вулкано-плутонические формации свя-
заны с поздними этапами развития складчатых поясов, а также с райо-
нами активизации тектонических движений в консолидированных
областях, и особенно с крупными наложенными мезозойскими структу-
рами Тихоокеанского пояса. Как правило, они формируются в условиях
континентального режима в пространственной связи с зонами текто-
нических разломов» (стр. 404). Вулкано-плутонические формации опи-
саны для Охотского пояса, каледонид Шотландии, Альп, Индонезии,
Монголо-Охотского пояса, Сихотэ-Алиня, территорий Китая и Кореи
и т. д. и выступают как «отчетливо индивидуализированный третий
тип магматических формаций, без признания которого картина тектоно-
310
магматического развития земной коры была бы неполной»
(стр. 404).
С учетом явлений метаморфизма выделяются формации
первой г е н е р а ц и и, т. е. все осадочные и вулканогенные
формации, в которых первичный парагенезис пород не претерпел
дальнейшего существенного изменения, и формации второй
генерации, к которым относятся метаморфические комплексы
высокой и средней степени метаморфизма, утерявшие первичный
парагенезис пород. Формации второй генерации могут выделяться
или путем снятия метаморфизма и приведения осадочно-метаморфизо-
ванных формаций к основным типам формаций осадочных и осадочно-
вулканогенных, или путем обособления реальных осадочно-метаморфи-
ческих формаций (Беккер, 1965).
Б. Я. Хорева (1966) выделяет метаморфические ком-
плексы, определяя их как петрогенетические ассоциации метамор-
фических пород различного возраста, принадлежащие различным
фациям метаморфизма и возникающие на определенной стадии геологи-
ческого развития данной структурно-формационной зоны в результате
процессов регионального метаморфизма.
Однако в соответствии со сказанным выше правильнее было бы
метаморфические комплексы определить как ассоциации метаморфи-
ческих пород, связанных друг с другом парагенетическими отноше-
ниями, т. е. как формацию. Другими определениями понятия метамор-
фической формации в настоящее время мы не располагаем.
ВЫДЕЛЕНИЕ ФОРМАЦИЙ. ГРАНИЦЫ ФОРМАЦИЙ
Для выделения формаций различными исследователями исполь-
зуются следующие группы признаков:
1) петрографическая (литологическая) характеристика ассоциа-
ций горных пород, дающая возможность отнести данную конкретную
ассоциацию (формацию) к определенной абстрактной формации или
формационному типу;
2) структурная характеристика разреза осадочных толщ (при
выделении осадочных или осадочно-вулканогенных формаций), дающая
возможность выделять парагенезы;
3) наличие крупного перерыва в образовании последовательных
формаций или крупных несогласий между ними.
Из определений Н. С. Шатского, Н. П. Хераскова, В. И. Драгу-
нова, Ю. А. Кузнецова и других следует, что в основе выделения
формаций должны лежать петрографические (литологические), а также
структурные признаки. При этом предполагается, что, изучая про-
странственное распределение различных типов горных пород, можно
установить их ассоциации, которые характерны для данного форма-
ционного типа (абстрактной формации), оконтурить области распро-
странения таких ассоциаций и наметить границы геологического тела
или тел, составляющих конкретную формацию.
Та к, В. И. Драгунов (1966) предлагает определять границы фор-
маций по их вещественному составу и структуре. Он пишет, что «пара-
311
генерации... являются конкретными геологическими телами, о грани-
цах которых следует позаботиться при их выделении» (стр. 42). «Пара-
генерация есть геологическое тело, представляющее собой естественное
элементарное сообщество горных пород в их закономерных сочетаниях
и ограниченное поверхностью, при переходе через которую терпят
разрыв непрерывности характеристики породного состава и струк-
туры» (стр. 42—43).
Критериями выделения конкретных магматических формаций
(комплексов) В. Н. Довгаль, Ю. А. Кузнецов и Г. В. Поляков (1964)
предлагают считать: 1) парагенетические связи пород, устанавливаемые
на основании данных геологического, тектонического и петрогра-
фического характера, в частности на основании сходства и унасле-
дованности петрографического состава пород комплекса, общих минера-
логических, геохимических, металлогенических и других особенностей»;
2) повторяемость формации в различных участках данного региона.
Использованию структурного критерия при выделении формаций
большое значение придавал Н. П. Херасков (1952). Он предлагал
выделять формации на основе анализа разрезов. Им указывалось три
типа разрезов.
1. Однородный слой, пачка и т. д.; однородная толща «либо отно-
сится к одной какой-нибудь формации, либо сама образует самостоя-
тельную формацию. Если она является лишь частью формации, то она
должна рассматриваться как единица последовательности типа пере-
слаивания или типа направленной последовательности» (стр. 41). Одно-
родные формации характерны главным образом для платформ (напри-
мер, формация аптских черных глин).
2. Переслаивание или чередование одних и тех же пород, пачек
и т. д.; тесное переслаивание различных пород — прямое выражение
их парагенеза и поэтому относится к единой формации. Сложное
переслаивание (т. е. чередование пачек, которые могут представить
в свою очередь переслаивание отдельных слоев) также в большинстве
случаев относится к единой формации. «Если в серии, — пишет
Н. П. Херасков, — строение которой определяется как простое или
сложное переслаивание, отдельные члены мало отличаются друг от
друга и если они хотя и различны, но в своей последовательности не
показывают ясной направленности, то их следует относить к единой
формации» (стр. 41).
Позднее Н. С. Шатский (1960), имея в виду строение зон взаимо-
перехода смежных формаций и переслаивание пород различных форма-
ций, предлагал выделять члены формаций, что может быть
положено в основу изучения внутренней их структуры. Н. С. Шатский
различает патрические («свои») члены и а л л о ф и л ь-
н ы е («чужие») члены, «аллофильные члены, как и патрические, могут
образовывать собственные парагенезы». Н. С. Шатский, кроме того,
делит все члены каждой формации на основные (главные, обяза-
тельные) ивторостепенные (малые, необязательные). «Под глав-
ными (членами) мы разумеем те породы, которые характеризуют основ-
ной состав формации как естественноисторического тела. . . По-види-
мому, главные члены всегда или почти всегда патрические, среди
второстепенных могут быть и аллофильные и патрические» (Шат-
312
ский, 1960, стр. 168). Успеху выделения формаций, а также и их описа-
ния могло бы служить не только различие основных и второстепенных
членов, но также специфических, запрещенных, обычных и экзотиче-
ских членов, подобно тому, как это было указано для метаморфических
фаций.
3. Направленная последовательность пород, пачек и др. «Если
направленная последовательность не приводит к большим различиям
в конечных членах, то ее, естественно, включают в единую формацию»
(стр. 42).
Структурный критерий Н. П. Хераскова может способствовать
«нащупыванию» объемов и протяженности конкретных формаций
и в этом смысле полезен, но он не является признаком, который можно
использовать для их выделения.
Выделение формаций только по наличию между ними крупных пере-
рывов или несогласий совершенно не удовлетворяет задачам тектони-
ческого районирования, при котором формации рассматриваются как
средство проведения тектонических границ более крупных структурных
элементов (геосинклинали, платформы и т. д.), а не как тела, выделяемые
по тектоническим структурным границам. Поэтому мы не можем при-
нять определения формации, данные М. А. Усовым, М. К. Коровиным
и М. В. Муратовым, из которых вытекает, что границы формаций
должны лишь отвечать отчетливым структурным границам, как правило,
совпадающим с поверхностью несогласия.
Главный же методологический недостаток выделения формаций
как ограниченных перерывами тел заключается в том, что при таком
подходе тело «характеризуется не его внутренним содержанием,
а только особенностями его границ, а последние могут быть даже не
связанными с образованием самого тела, так как образование гранич-
ных перерывов в общем либо предшествует, либо следует за образова-
нием тела» (Херасков, 1952, стр. 39).
В. И. Попов, также ограничивая формации (в его понимании)
перерывами, тем не менее иначе подходит к вопросу о строении форма-
ций, чем М. А. Усов. В. И. Попов указывает, что вещественным
содержанием геологических формаций и его развитием определяются
основные их существенные особенности, в частности форма залегания,
а пе наоборот, хотя на определенных этапах эти соотношения могут
меняться своими местами. В определении и разграничивании геологи-
ческих формаций «четко отражается непрерывно-прерывистое развитие
геологического процесса». Перерывы, появляющиеся по границам
между формациями, «могут быть связаны не только с несогласиями,
а с фазами тектоники, как это предполагалось М. А. Усовым. Напротив,
эти пограничные скачки проявляются независимо и от несогласий и от
внешних тектонических толчков, будучи столь же присущи самому
литогенезу как и любому другому естественноисторическому про-
цессу» (Попов, 1947).
В. И. Попов (1959) в качестве «основного общего критерия выде-
ления любой формации» (стр. 71) выдвигает ее соответствие определен-
ному геологическому процессу, а в качестве «критериев — признаков»—
«петрогенетические, фациальные и морфологические особенности отдель-
ных самостоятельных фациально-петрографических типов формаций»
313
(стр. 96). Заметим, что о геологических процессах прошлого мы можем,
судить по взаимоотношению геологических тел, в частности формаций.
Значит, наши знания о процессах мы можем обосновывать только после
выделения геологических тел (формаций). Основой для выделения
формаций не может служить ее соответствие геологическому процессу,
поскольку последний сам может быть определен (или предположен)
только после и па основании выделения формаций. Далее, не ясно,
как могут указываться «критерии — признаки» для выделения форма-
ций, если в качестве их рассматриваются особенности отдельных
самостоятельных типов формаций. Ведь, если эти типы отдельные
и самостоятельные, значит они уже выделены, а в основу их выделения
могли быть положены только признаки, еще не ставшие их особен-
ностями.
Если исходить из определения формации как парагенетической
ассоциации горных пород, то оказывается совершенно необязательным
связывать границы формаций с перерывами. «Перерыв лишь тогда
является межформационным, — пишет Н. П. Херасков, — когда он
совпадает со сменой парагенезов пород. А уже из этого следует, что
выделение формаций не может быть подменено установлением пере-
рывов, а должно исходить из изучения строения самих формаций»
(стр. 38). Н. П. Херасков на примере Урала показывает, что смена
одной формации другой необязательно сопровождается перерывом.
Им рассматривается Магнитогорский геосинклипальный прогиб и смеж-
ное Урало-Тобольское геоантиклипальное поднятие. В прогибе сложней-
ший комплекс отложений от верхов ордовика до среднего карбона
не содержит региональных перерывов и, если становиться на точку
зрения М. А. Усова и других, должен был бы рассматриваться несмотря
на свою разнородность как единая формация. На поднятии этот же
комплекс разделен рядом перерывов, связанных с особенностями
геотектонического развития геоантиклинали. Совпадение границ фор-
маций со стратиграфическими границами может иметь место, но со-
вершенно необязательно. В ряде случаев границы формаций могут
пересекать границы стратиграфических подразделений.
Итак, формации выделяются по вещественным (ассоциации горных пород)
и структурным (расположение горных пород) признакам. Однако получается так,
что выделить формацию можно лишь по присущим ей признакам, признаки же фор-
мации можно определить только имея дело с формацией, т. е. уже выделив ее.
Таким образом, то, что сказано о выделении формаций, еще не определяет самой
возможности их выделения. Поэтому виды формаций, так же как само существова-
ние формаций как определенных сообществ горных пород, устанавливается эмпири-
чески по постоянной повторяемости одних и тех же или близких ассоциаций горных
пород в различные геологические периоды, но всегда в близких однородных текто-
нических условиях. «Повторяемость этих парагенезов в разных местах и в различ-
ные эпохи развития земной коры и является надежным признаком правильности
выделения данных естественных ассоциаций. Повторяемость во времени явлений,
структур, пород и т. д. — это точно установленный закон геологии» (Шатский.
1965, стр. 176). Возможность выделения абстрактной и, следовательно, принадле-
жащей ей конкретной формации В. А. Соловьев связывает со существованием
типового эталона (подобно тому, что в стратиграфии именуется стра-
тотипом), лишь сравнением с которым можно установить тип формации (принадлеж-
ность конкретной формации к типу абстрактной формации). Это направление пред-
ставляется перспективным, но для его осуществления необходима договоренность
геологов (прежде всего, тектонистов, лптологов и петрографов-магматистов) о вы-
314
боре эталонов, т. к. эталон, находящийся в индивидуальном пользовании, вряд ли
окажется эффективным. Мыслится и другой путь. Абстрактные формации могут
быть определены теоретически с учетом данных о распространении различных
горных пород, минералов или химических соединений. С построенной таким обра-
зом моделью абстрактной формации могут сопоставляться конкретные фор-
мации для определения их типа. Оба эти пути имеют свои недостатки; так, в типовом
эталоне по существу не ограничен набор признаков, по которому будут определяться
формации. Может оказаться, что одна формация будет определена по одному на-
бору признаков, содержащемуся в данном эталоне, а другая — по другому набору.
В модели набор признаков будет строго ограничен, но модель в меньшей степени,
чем эталон, будет отвечать естественным ассоциациям горных пород, к которым
должна принадлежать каждая конкретная формация. Поэтому думается, что пра-
вильнее будет комбинированный путь, а именно возможность выделения формаций
должна быть обеспечена эталоном, по которому построена модель с фиксиро-
ванным набором признаков. Следует подчеркнуть, что как в эталоне, так и в модели
должны быть отражены, кроме состава, структурные особенности формации и по-
рядок размеров.
Заметим, что ориентировка на эталоны не обеспечивает разбиения
пространства, поскольку эталонные типы могут пересекаться или не
перекрывать отдельных его участков. Так, располагая эталонами
молассовой, флишевой и аспидной формаций, т. е. рассматривая неко-
торую содержащую их структурно-формационную зону, мы можем
встретиться со случаями, когда отдельные ее участки отвечают одно-
временно, например, флишевому и молассовому эталону, а другие
не отвечают ни одному из принятых эталонов. Отсюда вытекает целе-
сообразность выделения эталонных формационных рядов; примером
может служить Зилаирский ряд Б. М. Келлера (1948).
Определения абстрактных формаций или формационных типов
обычно используются в качестве основы выделения конкретных форма-
ций. Однако большинство существующих определений абстрактных
формаций носит «качественный» характер и не содержит количествен-
ных критериев оценки их признаков, что допускает субъективную их
трактовку и, следовательно, неоднозначность в выделении формаций.
Так, по Б. М. Келлеру (1949, стр. 112), аспидная формация опре-
деляется как «мощная толща чередования граувакковых песчаников
и сланцев с зачаточной ритмичностью флишевого типа. Эти терригенные
толщи в значительной степени состоят из обломков изверженных пород.
Характерными спутниками являются прослои вулканических туфов,
пачки силицитов и, как следствие позднейшего динамометаморфизма
и гидротермальных процессов, кровельные сланцы, аспидные сланцы
и кварцевые жилы». Это определение недостаточно для выделения
формаций. В нем, например, не указано, в каких пределах может
изменяться «мощность» толщи, чем определяется «значительная сте-
пень» содержания обломков изверженных пород, является ли характер-
ный спутник обязательным или необязательным и т. д. Если формацию
понимать как ассоциацию горных пород, то она или ее часть не должны
определяться по генетическим признакам. Поэтому в рассматриваемом
определении излишне указание, что некоторые компоненты формаций
являются следствием динамометаморфизма и гидротермальных про-
цессов.
Более совершенно данное Н. С. Шатским (1965, стр. 65) определе-
ние зеленокаменной формации как «очень сложного, весьма изменчи-
вого в фациальном отношении чередования лав, туфов с прослоями
315
терригенных и карбонатных пород. Из лав главную роль играют
диабазы, порфириты и диабазовые порфириты, которые переслаиваются
с толщами вулканических брекчий и туфов того же состава. С этими
основными и средними породами постоянно связаны горизонты альбито-
фиров, ортофиров, кератофиров, их туфов и вулканических брекчий».
В этом определении недостаточно охарактеризована структура, в част-
ности, не уточнены степени «сложности» и «изменчивости» чередования
пород. Это определение также является качественным.
Как пример определения, включающего некоторые, хотя и совер-
шенно недостаточные количественные критерии, а также использу-
ющего структурные признаки, можно привести следующее определение-
молассовой формации, по В. И. Попову (1959): мощные (сотни и тысячи
метров) толщи, состоящие из различающихся по составу свит, пачек
или слоев, в которых то редко, то часто перемежаются друг с другом
различные осадки, то темноцветные угленосные, то красноцветные'
и пестроцветные, иногда гипсоносные и соленосные. Это отложения
грубого, плохо отсортированного состава, представленные брекчиями,
конгломератами, гравелитами, песчаниками, глинисто-алевролито-
выми, реже глинистыми или мергельными, эвапоритовыми или гумус-
ными породами. Мощность пластов молассовых пород варьирует
в широких пределах. Они образуют ритмосерии разного порядка: от
микро ритмов мощностью несколько метров до крупных ритмопачек, рит-
мосвит и ритмотолщ мощностью в несколько десятков и сотен метров.
Выделить формацию — это значит определить ее границы. Если
речь идет об абстрактных формациях, то границы между ними могут
быть проведены лишь как границы между типами в классификационных
схемах или хотя бы при сравнительном сопоставлении. Такая граница,
будет, например, разделять тип молассовых формаций от типа флише-
вых формаций. Эта граница пройдет как бы между признаками данных
формаций, т. е. она будет проведена в «пространстве признаков».
Значения признаков должны быть определены количественно — в про-
центах содержания какого-либо (или каких-либо) компонентов форма-
ции, в присутствии или отсутствии этих компонента (да — нет);
значения признаков должны быть измерены определенным способом
с определенной точностью, причем должно быть известно, в каких
пределах эти значения могут изменяться. Если все эти условия будут
соблюдены, мы получим возможность всегда отличать один тип форма-
ций от другого, т. е. одну абстрактную формацию от другой. Выделен-
ные абстрактные и конкретные формации могут быть сгруппированы
для удобства их дальнейшего изучения и сравнения по принципу
принадлежности их к этапам или стадиям развития или же к областям
и зонам осадочной оболочки, например тектоническим (платформы,
геосинклинали и т. д.), географическим (континенты, океаны), клима-
тическим (аридные, гумидные), глубинным (абиссальные, гипабиссаль-
ные) и т. д.
Таковы аридные и гумидные формации Н. М. Страхова, геосинкли-
нальные, платформенные и переходные формации Л. Б. Рухина,
формации устойчивых областей и формации собственно геосинклиналь-
ных этапов развития подвижных зон Ю. А. Кузнецова, континенталь-
ные, лагунные и морские формации Д. В. Наливкина п т. д.
316
Для группировок формаций по палеогеографическим или тектони-
ческим признакам или же по признаку принадлежности к стадии
развития можно использовать термин «геогенерация» (Вассоевич, 1940,
1951, 1966), как это предлагает В. И. Драгунов (1966).
Группирование формаций не имеет прямого отношения к выделе-
нию формаций и может быть осуществлено лишь тогда, когда формации
уже выделены. Некоторые приведенные выше определения формации
позволяют лишь установить принадлежность формации к той или иной
группе (области, этану), но совершенно не эффективны в смысле выде-
ления формаций и, строго говоря, не являются их определениями.
Уместно сослаться на полностью разделяемые нами высказывания
Н. С. Шатского (1960), который писал: «Выделение формаций на осно-
вании нолевых наблюдений и изучения смены одних парагенезов
другими является единственно возможным. Выделение формаций на
основе надуманных классификаций (климатическая, тектоническая)
и других теоретических предпосылок, хотя бы видимо очень широких,
вряд ли будет способствовать особому прогрессу в деле изучения
формаций» (стр. 14).
Выделение формаций является необходимой предпосылкой их
описания и основой тектонического районирования.
Для упорядочения выделения формаций необходимо, во-первых,,
разработать систему поддающихся количественной оценке признаков,
во-вторых, разработать методику определения значений этих призна-
ков. Поскольку признаки формаций, по-видимому, не могут измеряться
непосредственно, а являются производными от непосредственно
измеряемых значений, для определения признаков формаций, вероятно,
должны быть созданы специальные математические методы. Очевидно,,
что в основу определения значения признаков формаций должны быть
положены полевые (промысловые) и петрографические исследования
со специально разработанной методикой. Существующее положение,
когда формации зачастую выделяют визуально по разрезам и обнаже-
ниям, отнюдь не может способствовать успехам так называемого форма-
ционного анализа и основанного на нем тектонического районирования
и реконструкции развития основных структурных элементов осадочной:
оболочки.
СОСТАВ КОНКРЕТНЫХ ФОРМАЦИЙ
Приходится встречаться с высказываниями, что широко осуще-
ствляемые детальные литологические и петрографические описания
разрезов, толщ, массивов представляют собой описания формаций
и что чем более детальным и обширным материалом по петрографиче-
ским описаниям мы обладаем, тем более исчерпывающе мы можем
охарактеризовать состав формации. Такие утверждения не совсем
точны. Действительно, состав тела, в частности состав конкретной
формации, может быть описан лишь одним из следующих способов.
Во-первых, он может быть описан в среднем с указанием среднего-
содержания какого-либо компонента или компонентов (петрографи-
ческих, химических); если состав двух или нескольких конкретных
формаций описан этим способом с применением общей методики замеров
(анализов) и обработки данных, то такие формации могут сравниваться
317
по составу. Во-вторых, состав может быть описан по замерам в дискрет-
ных точках; это значит, замеры (анализы) производятся в отдельных
точках наблюдений и на основании этих замеров проводятся линии
равных содержаний того или иного компонента; этот способ в отличие
от описания в среднем дает представление об изменениях содержания
той или иной компоненты состава в пределах тела конкретной форма-
ции; этим способом, например, может быть установлено, что петро-
графические части формационного тела обладают иным составом, чем
центральные его части. В-третьих, состав конкретной формации может
быть описан функционально; например, если замечено, что содержание
каких-либо компонентов закономерно изменяется по латерали (или
вертикали), то его можно представлять как функцию расстояния;
такая функция будет отражать изменение состава в пределах формацион-
ного тела. В-четвертых, состав может быть описан статистически,
например распределениями (гистограммами) содержания компонентов,
распределениями соотношений между однопородными телами, составля-
ющими формацию, и т. д.
Все перечисленные способы дают возможность количественно
характеризовать состав формаций, их сравнивать (выяснять количе-
ственные отношения между ними) и классифицировать. Всеми этими
•способами описывается состав конкретной формации как тела, границы
и размеры которого ранее определены. Естественно, что описания
отдельных участков внутри этого тела, произведенные различными
методами, с различной детальностью и различной целью, не могут
еще служить основой для описания формации. Описание формаций,
так же как и выделение формаций, представляет собой специальную
исследовательскую задачу. Формации, как подчеркивал Н. С. Шатский
(1965), — «геологические тела, которые нужно изучать прежде всего
геологическим методом. Петрографический, минералогический и другие
методы также обязательны. Они необходимы для познания вещества.
Но познать до конца формации можно только путем геологического
картирования и полевого изучения формаций. Формации чрезвычайно
тесно связаны со структурой земной коры» (стр. 8). Действительно,
перечисленные четыре методики представляют собой не что иное, как
способы геологического картирования.
В настоящее время методика описания формаций разработана
•совершенно недостаточно. Обычно описание формаций сводится к пе-
речню входящих в нее горных пород с указанием преобладающих
разновидностей. Иногда указываются основные особенности размеще-
ния различных разновидностей горных пород в конкретной формации
(например, преобладание одних пород в нижних, других в верхних
ее горизонтах), а также характер их чередования.
Если не считать указаний на мощности слоев осадочных и вулкано-
генных пород и на размеры магматических тел, описание состава
конкретных формаций обычно носит чисто качественный характер, что
весьма ограничивает возможность их точного сравнения и классифика-
ции. Однако появляются отдельные описания формаций с применением
количественной меры. В этом смысле заслуживает внимания опыт
Е. К. Устиева (1965) по описанию состава меловой и палеогеновой
магматических формаций Охотского пояса в средних значениях содер-
318 ------- --------------------------------------------------
жания химических компонентов. Таким образом был описан состав
трех формаций: нижнемеловой вулкано-плутонической, верхнемело-
вой вулкано-плутонической и палеогеновой вулканической,
причем данные анализов составляющих формацию разнообразных
пород были осреднены с учетом их распространения (относительно
объемов). В результате удалось по среднему валовому химическому
составу приравнять эти формации соответственно к роговообманково-
биотитовым тоналитам, щелочно-известковым гранитам и апде-
зито-базальтам. Меловая «надформация», включающая форма
ции и, была сопоставлена с адамеллитом, чем установлено (или на
основе чего предположено) их парагенетическое единство и вы-
сказано предположение «о едином по своему происхождению и громад-
ном по размерам магматическом источнике для всего мелового периода
геологической истории Охотского пояса» (Устиев, 1965, стр. 11).
Для всего Охотского пояса, который можно рассматривать как
формационную единицу еще более высокого таксономического ранга
оказалось возможным сопоставление с гранодиоритом. Е. К. Устие-
вым приведено также описание состава меловой «надформации» функцио-
нальной зависимостью содержания SiO2 от стратиграфического уровня
(рис. 83); это описание позволило также установить парагенетическое
единство меловой «надформации» и отличие ее от вулканогенной палео-
геновой формации. Количественное описание вулкано-плутонических
комплексов проведено по той же методике А. Д. Салтыковским (1966)
для Юго-Западного Забайкалья.
Обычно описание формаций проводится не в химических, а в петро-
графических терминах, т. е. основывается на существующих класси-
фикациях горных пород. Некоторые из этих классификаций, например
подразделение терригенных пород на песчаники разной крупности
зерна, алевролиты, аргиллиты и т. д., основываются на структурно-
текстурных признаках и не отражают минералогического состава
породы.
Такие классификации и наименования горных пород не вполне
хороши для описания формаций. Действительно, указывается, что
состав осадочной формации представлен чередованием прослоев песча-
ников, алевролитов и аргиллитов, это все равно, что охарактеризо-
вать магматическую формацию, как состоящую из мелкокристалличе-
ских и крупнокристаллических пород. Очевидно, что классификация
и наименование пород должны основываться прежде всего па минерало-
гическом составе. В отношении обломочных осадочных пород этому
требованию в какой-то мере отвечает классификация Г. Н. Бровкова
Рве. 83. Среднее содержание
SiO2 в магматических формациях
Охотского пояса. По Е. К. Ус-
тиеву (1965 >
1 и 2 — вулканические и плутонические
формации Сг,; 3 — среднее между
ними; 4 и 5 — вулканические и плуто-
нические формации Сгг; 6 — среднее
между ними; 7 и 8 — вулканические и
плутонические формации Pg; 9 —
среднее между ними
319
и А. Е. Мотлева (1965), выделяющая семейства кремнитов, аркозов,
граувакк, лититов и миктитов.
Хочется подчеркнуть, что описание формаций представляет собой
очень важную и ответственную задачу, от правильного решения кото-
рой зависит осуществление не только классификации формаций, но
11 тектоническое районирование осадочной оболочки, а следовательно,
и выяснение ее планетарной структуры. Однако для описания формаций
необходима сколько-нибудь определенная единая методика. Разра-
ботка такой методики связана с широким кругом вопросов, из которых
важнейшими представляются два: во-первых, необходимо усовершен-
ствовать или создать классификацию горных пород, удовлетворяющую
нуждам формационного анализа; во-вторых, необходимо разработать
удовлетворяющие полевым (разведочным, промысловым) возможностям
и требованиям точности способы описания состава формации в количе-
ственных показателях.
ТАКСОНОМИЯ ФОРМАЦИЙ
При изучении размещения формаций в осадочной оболочке Земли
мы неизбежно встречаемся с формационными телами разных рангов.
Для выяснения соотношения формаций оказывается совершенно необ-
ходимым введение таксономии формаций, подобно таксономии, исполь-
зуемой в стратиграфии (слои, свиты, ярусы, системы и т. д.). Таксо-
номия формаций пока еще очень слабо разработана. Точнее говоря,
в этом отношении существуют лишь отдельные предложения.
Н. П. Херасков (1952) ассоциацию пород с признаками формации,
но являющуюся однако лишь частью формации, предложил называть
подформацией. В трактовке В. П. Горского (1966) подформации
могут образовывать внутри формации как вертикальные генетические
ряды, так и латеральные парагенетические сочетания; семейство
подформаций образует формацию.
Иное значение имеет термин Л. Б. Рухина (1953) — с у б фор-
ма ц и я, обозначающий часть формации, представленную комплексом
отложений, образовавшихся в сравнительно близких условиях. Часть
формации, представляющая собой самостоятельный парагенез и отли-
чающаяся от других частей формаций, И. В. Хворова (1961) называет
градацией. По В. П. Горскому (1966), градации представляют
собой части подформации и отражают закономерную дифференциацию
и изменение осадочного материала в процессе его переноса и отложения.
Градации образуют внутри подформации вертикальные генетические
и латеральные парагенетические ряды. Каждая градация характери-
зуется более или менее постоянным процентным соотношением составля-
ющих ее разновидностей горных пород. В качестве подразделения
следующего (низшего) таксономического ранга в рассматриваемой
иерархии формаций В. П. Горский называет литологическую фацию:
как отмечалось (гл. II), это понятие по существу эквивалентно понятию
горная порода. Применяя предложенную таксономию формаций к Пред-
уральскому краевому прогибу, В. П. Горский к формациям причисляет
флишевую и молассовую, к подформациям — морскую молассу, кон-
тинентальную молассу, терригенный флиш; к градациям — грубый,
320
средний и тонкий терригенный флиш, грубую, среднюю и тонкую
морские молассы.
Предлагаются также формационные подразделения более высокого
ранга, чем конкретные формации.
Так, для обозначения ассоциации пород, отдельные части которой
являются формациями, т. е. для случая соподчинения парагенезов
пород, Н. П. Херасковым (1952) был предложен термин п а д ф о р-
м а ц и я. Надформация представляет парагенез формаций.
Весьма близко к понятию надформации введенное Ю. А. Кузне-
цовым (1964) понятие серии магматических комплек-
сов. Под серией понимается ассоциация магматических комплексов
(формации), принадлежащих к различным формационным тинам, по
сосредоточенных в пределах одной и той же структурно-фациальной
зоны, сближенных по возрасту и нередко обнаруживающих известную
общность состава. Примером служат офиолитовые серии эвгеосинкли-
нали, представленные ассоциациями спилито-кератофировых, габбро-
идных, гипербазитовых комплексов, иногда включающие плагиогра-
нитные интрузии.
Ю. Р. Беккер (1965) под формационной группой пони-
мает совокупность парагенетических комплексов, связанных общими
особенностями вещественного состава и характеризующихся преобла-
данием определенного набора пород. Это понятие также близко к пад-
формации Н. П. Хераскова.
В. И. Попов (1951) выделяет единицу более высокого порядка,
чем формация, и охватывающую несколько формаций, под названием
«геологический комплекс». Геологический комплекс —
это «закономерное сочетание различных последовательно сменяющихся
геологических формаций — осадочных, изверженных, пневмато-гидро-
термальных, метаморфических, отвечающих одному крупному периоду
развития вещества в данной области сиалической материковой земной
коры». Каждый такой период заключен между двумя горообразователь-
ными эпохами. Геологические комплексы расчленяются в горизонталь-
ном отношении на зоны: 1) хвостовую (внутриконтинентальную),
2) корневую — окраинную, представленную наиболее мощными и раз-
нообразными геологическими формациями, 3) головную (обращенную
к океану) и 4) внутриокеаническую.
Надформации Н. П. Хераскова отличаются от геологических ком-
плексов В. И. Попова тем, что в первом случае объединение формаций
в более крупную единицу основано на вещественных признаках, а во
втором случае — на принадлежности к области и периоду развития.
Надформации, так же как и формации, представляют собой веществен-
ные ассоциации, но более высокого ранга, а геологический комплекс
В. И. Попова лишь заполняет определенный прострапственно-времепной
интервал.
Недостатком всех упомянутых таксономических схем и рангов
является отсутствие масштаба. Действительно, ни в одном случае,
даже для основной таксономической единицы — конкретной формации,
не определяется порядок размеров, что затрудняет отнесение ка-
кого-либо определенного формационного образования к некоторому
рангу. Очевидно, надо стремиться к созданию таксономии формаций,
21 Заказ 206.
321
снабженной масштабами 'размеров. Построение такой таксономии
может основываться лишь на правильных (количественных) описаниях
и классификациях формаций различных рангов.
ПАРАГЕНЕТИЧЕСКПЕ РЯДЫ ФОРМАЦИЙ
И ИХ ЧЛЕНОВ
Если построение таксономических схем и выделение таксономи-
ческих рангов преследует преимущественно цели, связанные со струк-
турным анализом, то при выделении парагенетических рядов, кроме
того, имеется в виду исследование развития. Ряды — это совокуп-
ности формаций (или их членов), в основном охарактеризованные
не общностью вещественного состава, а последовательностью располо-
жения. Существует еще понятие группы формаций (Шат-
ский, 1965), объединяющие такие их парагенезы, которые не могут
быть представлены простым рядом, например вулканогенно-кремнистую
группу формаций Н. С. Шатский изображал так:
Кр-сл
t
Кр-я Кр-о
t ———|
Кр-сл ч- В3 -> Кр-я -> Кр-сл
Здесь В3 — зеленокаменная вулканогенно-кремнистая формация.
Кр-я — кремнисто-сланцево-яшмовая формация, Кр-сл — кремнисто-
сланцевая формация, Кр-о — отдаленная кремнисто-сланцевая форма-
ция. Формационные ряды выступают в данном случае как части форма-
ционных групп. Понятию «группы формаций», по Н. С. Шатскому,
отвечают применяемые В. И. Поповым (1959) выражения: «кустование»,
«сопряженность генетически связанных пород и формации во времени
и в пространстве», «генетическая формационная сопряженность»
(стр. 38).
С одной стороны, ряды могут выделяться внутри конкретных
формаций и состоять из членов этих формаций, с другой стороны, —
они могут быть образованы формациями. Переходы от формации к фор-
мации (или от члена к члену) в последовательности рядов необязательно
резкие; такие переходы могут сопровождаться зонами чередования
тел, принадлежащих к соответствующим формационным типам. Ряды
характеризуют последовательность расположения формаций (членов)
и событий (этапов, стадий, состояний), с которыми могло быть связано
их формирование. По этой причине при выделении рядов масштаб
размеров не столь необходим, как при построении таксономических
схем.
Н. С. Шатский (1960), развивая представление о формациях
как о парагенезах пород, предложил выделять типы парагенетических
отношений между породами осадочных формаций. В частности, внутри
формаций им выделены фациальные ряды одновозрастных
пород, в латеральном направлении фациально замещающих друг друга.
Членами (в нашей терминологии — структурными элементами) форма-
322
Все о геологии
http://geo.web.ru/
ций могут быть фациальные звенья (в данном случае тела),
входящие в фациальный ряд или фациальные ряды целиком. В качестве
второго типа парагенетических отношений Н. С. Шатский выделял
фациальные сочетания, т. е. совокупности пород, «фа-
циально сопряженных, связанные совместным нахождением в форма-
ции, а не взаимным переходом при помощи замещения, как в фациаль-
ных рядах» (стр. 6).
Среди рядов формации выделяются вертикальные и ла-
теральные ряды (Шатский, 1960) или же структурно-
формационные комплексы, соответствующие латераль-
ным рядам и отвечающие определенной стадии тектонического развития
(Соловьев, Михно, 1965). Изучая вертикальную последовательность
(ряд) формаций, можно рассматривать формации как слои и в соответ-
ствии с законом последовательности напластования определять после-
довательность образования формаций во времени. Рассматривая вер-
тикальные ряды совместно с латеральными, можно определять законо-
мерности образования формаций и их соотношения во времени
п пространстве (их расширение, сужение, вырождение и миграцию
с течением времени). Аналогично формациям, следует различать
абстрактные и конкретные формационные ряды.
РЯДЫ ФОРМАЦИЙ В ОБЛАСТЯХ РАЗЛИЧНОГО
ТЕКТОНИЧЕСКОГО РАЗВИТИЯ
Особенности развития структуры осадочной оболочки обусловли-
вают появление конкретных формаций в определенной последователь-
ности. Смена одних формаций другими, будучи закономерной, может
быть различной для разных тектонических условий и разных геологи-
ческих эпох.
Тектоническая и литогенетическая стороны развития оказываются
лишь двумя сторонами единого процесса развития данного участка
осадочной оболочки. Изучив формации, мы устанавливаем особенности
развития данной области осадочной оболочки, отличие ее от других
областей и получаем, таким образом, возможность классифицировать
эти области в тектоническом и литогенетическом отношениях и наме-
чать пути их тектонического районирования. Выделение и изучение
крупных областей осадочной оболочки через формации еще не вполне
освоено, а методика выделения и изучения самих формаций не в доста-
точной степени разработана. Поэтому еще пользуется распространением
морфологический подход при тектоническом районировании, при кото-
ром форма в плане, степень и характер дислоцированности прини-
маются в качестве ведущего признака. В результате площади типичного
платформенного развития (осадки платформенного типа, их слабая
метаморфизация, выдержанность свит на больших расстояниях),
в пределах которых наблюдались складки с крутыми крыльями и раз-
рывами, причислялись к геосинклинальным складчатым областям.
Так было, например, с Ангаро-Ленской складчатой зоной Сибирской
платформы, которая ранее причислялась на основе морфологических
признаков к нижнепалеозойской складчатой геосинклинальной области
21*
323
(Архангельский, 1941), или же с районом Туруханского поднятия,
которое причислялось к каледонским геосинклинальным соору-
жениям, несмотря на хорошо выраженный платформенный тип фор-
маций.
Формационный подход к тектоническому районированию находит
все более и более широкое применение. Особенно важно выделение
формационных рядов, отражающих последовательность формаций и че-
рез нее особенности развития отдельных областей.
Для платформенных областей Н. С. Шатским (1951) выделяются
две основные группы осадочных формаций, что связано с сущностью
литогенеза на платформах и связью его с развитием окружающих
геосинклинальных систем.
Первая группа — автохтонные формации, не содер-
жащие обломочного материала, принесенного непосредственно с сосед-
них складчатых сооружений. Автохтонные формации состоят из:
1) химических или органических осадков, выпавших из вод бассейнов,
занимавших в то или иное время площадь платформы (соли, сульфаты,
карбонаты, глауконитовые породы, опоки и др.); 2) обломочных пород,
образовавшихся за счет размывов внутриплатформенных поднятий.
Вторая группа — аллохтонные формации, образовав-
шиеся из обломочного материала, снесенного из соседних с платформой
складчатых горных сооружений (песчаники, маломощные гравелиты
п конгломераты, алевролиты, глины, аргиллиты и т. д.).
Аллохтонные формации замещаются автохтонными при движении
от внсплатформенных источников сноса к внутренним частям плат-
форм.
Успешно разрабатываемые в настоящее время представления
о формационных рядах для различных тектонических областей Совет-
ского Союза служат основой для суждения об историко-геологическом
их развитии и об особенностях этого развития. При этом выделение
формаций и прослеживание формационных рядов дают несравненно
более полное представление о развитии, чем метод прослеживания
перерывов и сравнения степени дислоцированности слоев, а также
значительно дополняют и улучшают метод анализа мощностей и фаций,
раскрывая в нем зависимость литогенеза от тектонического развития.
Прослеживание формационных рядов позволяет также раскрывать
особенности развития осадочной оболочки Земли во времени, чего
не дает ни один из прежних методов. Как справедливо отмечает Н. П.Хе-
расков (1952, стр. 50), «появляется новый мощный метод сравнительной
тектоники, который должен заменять, а отчасти и включать в себя
тот весьма старый метод сравнения по перерывам или «фазам», которым
пользовался и пользуется Г. Штилле».
Для палеозоя Русской платформы (Шатский и др., 1951) наме-
чается следующая последовательность (ряд) формаций (снизу вверх):
автохтонная терригенная формация, часто с глауконитом —>- карбонат-
ная известняковая формация -> карбонатно-ангидритовая и галоген-
ная формации —> аллохтонные формации пестроцветные или красно-
цветные.
Для геосинклинальных областей можно привести систематику
верхнепротерозойских и палеозойских формаций по Урало-Тяньшан-
324 ________________________________________________________
ской геосинклпнальной области, включая ее краевые прогибы (Пейве,.
1948). Здесь, по А. В. Пейве, выделяются три группы формаций.
Первая группа формаций, связанных с эффузивным вулканизмом,,
включает: а) спилито-кератофировые формации (подводно-морские изли-
яния преимущественно основных лав, среди которых есть спилиты
и кератофиры), б) яшмовую формацию, в) порфировую формацию
(наземные излияния преимущественно кислых лав, среди которых
широко распространены порфиры). Вторая группа формаций, состоя-
щих преимущественно из обломочных горных пород, включает: а) фор-
мацию терригенных сероцветных морских отложений, б) формацию
терригенных красноцветных континентально-лагунных отложений,
в) флишевую формацию. Третья группа формаций, состоящих из гор-
ных пород органогенного и химического происхождения, включает:
а) формацию органогенно-обломочных известняков, б) формацию ри-
фовых и пелитоморфных известняков, в) соленосную формацию,
г) угленосную формацию.
Формации располагаются в геосинклпнальной области не беспоря-
дочно, а образуют парагенетические ряды, свойственные определенным
ее структурным элементам. В состав первого ряда геосинклинальных
формаций (геосинклинали и геоантиклинали) входят: 1) молассовая
формация, 2) флишевая формация, 3) формация рифовых и пелито-
морфных известняков, 4) формация терригенных сероцветных морских
отложений, 5) яшмовая формация, 6) спилито-кератофировая форма-
ция. Второй ряд — брахигеосинклинальных формаций (брахигеосин-
клинали и поднятия) образован: 1) угленосной формацией, 2) форма-
цией органогенно-обломочных известняков, 3) формацией терригенных
красноцветных континентально-лагунных отложений, 4) порфировой
формацией. 5) формацией терригенных сероцветных морских отложений
(местами типичные молассы). К третьему ряду формаций краевых
прогибов принадлежат: 1) молассовая формация, 2) формация терри-
генных красноцветных континентально-лагунных отложений, 3) соле-
носная формация, 4) угленосная формация, 5) группа карбонатных
формаций.
Попытка построения типового ряда формаций была сделана в 1953 г.
Л. Б. Рухпным в «Основах литологии».
Впоследствии неоднократно выделялись и обосновывались типовые
формационные ряды для геосинклинальных областей (Шатский, 1959;
Хайн, 1960; Богданов, Муратов и Хайн, 1963), для орогенных прогибов
каледонид (Мазарович, 1961), для палеозойских и мезозойских краевых
прогибов (Богданов, 1965) и т. д.
Одна из наиболее важных работ по выделению конкретных рядов
заключалась в установлении последовательности формаций Зилаир-
ского синклинория (Урал), который в силуре и девоне располагался
в пределах геосинклпнальной области, а в верхнем палеозое смещался
к западу, захватывая краевые участки платформы. В течение среднего
и верхнего палеозоя область синклинория характеризуется следующей
сменой формаций (Келлер, 1949):
1) кремнистая формация прогиба, не загруженного осадками,
возникшая в относительно глубоководных условиях при отсутствии
приноса значительного количества терригенного материала;
325
2) аспидная формация зилаирской свиты, появившаяся в момент
общих нисходящих движений, которые сопровождались образованиями
поднятий внутри геосинклинальной области, сложенных вулканоген-
ными толщами. В результате их размыва прогиб заполняется мощными
песчано-сланцевыми толщами. Непрерывное опускание прогиба цели-
ком компенсируется осадконакоплением;
3) флишевая формация, возникающая в тот период развития
геосинклинали, когда при обильном приносе терригенного материала
появляются резкие нисходящие движения в прогибе одновременно
с ростом прилегающих поднятий. В рельефе морского дна благодаря
непрерывным опусканиям возникает депрессия, все время выполня-
ющаяся осадками и существующая лишь по причине непрерывных
нисходящих движений;
4) формация морских моласс, образующаяся на начальных ста-
диях общего подъема геосинклинали и ограничивающих ее поднятий.
Резкое геоморфологическое расчленение частных поднятий и прогибов
на этой стадии утрачивается. Краевой прогиб заполняется мелковод-
ными терригенными образованиями, снесенными с относительно удален-
ных поднятий.
Эта последовательность формаций, теперь широко известная
в литературе под названием Зилаирского формационного ряда, позво-
лила Б. М. Келлеру (1949, стр. 157) прийти к следующим важным
обобщениям.
1. Зилаирский формационный ряд типичен для многих других
палеозойских геосинклинальных прогибов, однако ряд не всегда
бывает полон; в большинстве случаев присутствуют лишь отдельные
его члены.
2. Зилаирский формационный ряд является необратимым. «Каж-
дая из формаций, составляющих этот ряд, может появиться только
вслед за предшествующей ей формацией».
3. Зилаирский формационный ряд «характерен не только для
палеозоя, но четко устанавливается в альпийской геосинклинальной
области». Например, на южном склоне Главного Кавказского хребта
хорошо выражены аспидная (аспидные сланцы), флишевая и молассо-
вая формации.
4. Краевые прогибы платформы, внешние прогибы геосинклиналь-
ной области (т. е. те части краевых прогибов, которые развиваются
на геосинклинальном основании) и внутренние прогибы геосинклиналь-
ной области резко различны по соотношению формаций:
а) в краевых прогибах аспидные формации отсутствуют. Флиш
краевых прогибов отличается от типичного флиша рядом признаков
(более простое строение ритма и т. д.). «Флиш образуется в самом
начале накопления мощных терригенных толщ и соответствует стадии
их развития, когда снос обломочного материала из геосинклинальной
области в краевые участки платформы не может компенсировать непре-
рывно идущего опускания» (стр. 158). Флиш сменяется молассами
или замещающими их угленосными формациями, отлагающимися со
скоростью прогибания;
б) во внутренних прогибах геосинклинальных областей, отлича-
ющихся подвижным субстратом и интенсивным вулканизмом, развиты
326 ________________________________________________________
специфические формации (зеленокаменная, офиолитовая и др.). Широко
развита аспидная формация. Редко встречаются флишевые отло-
жения;
в) во внешних прогибах развит полный формационный ряд. Флиш
является наиболее типичной формацией. «Прогибы, в пределах которых
формируются флишевые толщи, имеют четкое геоморфологическое
выражение и приобретают вид узких линейно вытянутых трогов с кру-
тыми склонами, на которых происходит образование глыбовых конгло-
мератов». Флиш сменяется молассами, причем зона накопления моласс
«смещена по отношению к флишу и мигрирует в сторону платформы,
захватывая ее краевые части» (стр. 160).
В палеозойской толще Донбасса выделяются: 1) вулканоген-
ная формация, соответствующая верхнедевонской вулканогенно-
песчано-глинистой толще мощностью около 850 м (аргиллиты, песча-
ники, авгитовые порфириты, туфы и агломераты ортофиров и порфири-
тов конгломераты); 2) карбонатная формация, сложенная
известняками, частично доломитизированными, содержащими желваки
и прослои кремней, а внизу переслаивающимися с аргиллитами: мощ-
ность формации 480 м; возраст ее нижнекаменноугольный; 3) песча-
но-глинистая угленосная формация, мощность
которой местами достигает 10 км; состоит из аргиллитов, песчаников,
известняков и углей; 4) красноцветная формация, вклю-
чающая араукаритовую толщу верхнего карбона (аркозовые песчаники,
красные и зеленые алевролиты и аргиллиты, прослои доломитизирован-
ных известняков и маломощных углей), а также вышележащую толщу
красноцветных медистых песчаников; 5) соленосная форма-
ция (Рухин, 1953).
Можно привести еще примеры выделения рядов формаций в ряде
конкретннх районов. Такие ряды были описаны для геосинклинальных
и орогенных прогибов Алтае-Саянской области (Зоненшайн, Кудрявцев,
Моссаковский, 1960), для миогеосинклинали Восточных Карпат (Пу-
щаровский, 1948) и т. д. Во всех случаях ряды формаций отражают
особенности геологического развития, в частности изменения тектони-
ческого режима, условий седиментации и петрогенеза.
МАГМАТИЧЕСКИЕ ФОРМАЦИИ И ИХ ГРУППИРОВКИ
Охарактеризованные ряды конкретных формаций, отражающие
тектоническое развитие различных участков осадочной оболочки,
включают осадочные и осадочно-вулканогенные формации. Эти форма-
ции являются «наслоенными» и их пространственные отношения,
а также заключенные в них признаки возраста (например, фауна)
отражают последовательность событий геологической истории. Иначе
обстоит дело с магматическими конкретными формациями, точнее
с магматическими формациями первого рода, которые представлены
массивами, а часто даже группами удаленных друг от друга массивов;
пространственное расположение таких формаций само по себе еще может
ничего не говорить о последовательности событий и о развитии. После-
довательное возникновение конкретных магматических формаций пер-
вого рода выясняется преимущественно путем изучения взаимоотноше-
327
ний тел, составляющих магматическую формацию с осадочными и оса-
дочно-вулканогенными формациями, место которых в формационном
ряду определено. Установлению последовательности магматических
формаций и определению их места в формационных рядах могут способ-
ствовать также определения абсолютного возраста и представления
о генетических соотношениях магматических комплексов, построенные
на основе изучения их вещественного состава.
Только после того как определена последовательность магмати-
ческих формаций и их место в рядах осадочных и осадочно-вулкано-
генных формаций, изучение магматических формаций становится сред-
ством исследования развития осадочной оболочки, причем главным
средством исследования роли глубинных процессов и эволюции глубин-
ного вещества в этом развитии. С одной стороны, непосредственная
связь магматических формаций с эволюцией глубинного вещества,
а с другой стороны, обусловленность обособления осадочных формаций
особенностями перераспределения материала на поверхности планеты,
палеогеографическими обстановками, особенностями переноса и отло-
жения предопределила несколько различный подход к изучению магма-
тических и осадочных формаций. При характеристике первых из них
основное внимание уделяется петрографическому и даже химическому
составу, при характеристике вторых значительная роль уделяется
структурным особенностям как самих формаций, так и образующих
их горных пород. Действительно, не представляет большого труда
даже по литературным данным сравнить в химическом отношении,
например, гипербазитовую и кварц-кератофировую формации; однако
подобное сравнение флишевой и молассовой формаций потребовало бы
специальных исследований.
Сравнительно высокая петрографическая и химическая изученность
магматических формаций создала предпосылку к созданию их класси-
фикаций по вещественному (петрографическому) составу, что в отно-
шении осадочных формаций еще не достигнуто.
Рассмотрим особенности размещения и взаимоотношения различных
магматических формаций разных классов.
Ю. А. Кузнецов (1964) отмечает, что многие существующие схемы,
в которых фиксировалась жесткая приуроченность тех или иных
формационных типов не только к определенным типам тектонических
структур, но и к определенным этапам их развития, оказываются
совершенно не пригодными. Действительно, такая формация, как
трапповая, считавшаяся типичной платформенной, широко распро-
странена в областях другого строения, «геосинклинальные» гранитовые,
андезитовые и линаритовые формации распространены в зонах активи-
зации платформ.
Ввиду такого «нечеткого» отношения магматических формаций
к крупным тектоническим областям и стадиям их развития 10. А. Куз-
нецов в своей классификации считает возможным выделять по признаку
приуроченности к тектоническим областям и стадиям лишь четыре
группировки формаций, а именно: 1) формации собственно геоспнкли-
нальных этапов развития подвижных зон, 2) орогенные, главным
образом геоантиклинальные, формации подвижных зон, 3) формации
устойчивых областей (континенты, платформы, океаны), 4) особые
328
типы формаций щитов и ранних стадии развития древних
платформ.
В состав первой группировки входят: а) с п и л и т о - к е р а т о-
фировая серия формаций, включающая спилито-диабазовую
и кварц-кератофировую формации, б) габбро-плагиогра-
н и т н а я серия, включающая габбро-диорит-диабазовую, габбро-
пироксенит-дунитовую, габбро-плагиогранитную и плагиогранитную
формации и в) гипербаз и т о в а я формация. Формации
этого подразделения представляют собой проявления «частью досклад-
чатого магматизма в виде подводных излияний и пластовых интрузий,
частью складчатого и послескладчатого в виде трещинных или пласто-
вых интрузий». Характерна контрастность состава (габбро-базальтовые
породы — плагиогранит). Гипербазитовая формация отчетливо свя-
зана с глубинными разломами, проникающими в мантию. Гипербазиты
не обязательно приурочены к «начальным стадиям» геосинклиналей;
они могут быть значительно более поздними и непосредственно пред-
шествовать гранитам.
Тела гипербазитовой формации образуют гипербазитовые
пояса длиной до 2400 км (Аппалачи). Для гипербазитовых тел
характерны очень слабые контактовые изменения вмещающих пород,
отсутствие в эндоконтактовых зонах признаков их ассимиляции,
а также отсутствие существенной измененности встречающихся в крае-
вых частях массивов ксенолитов, что вместе взятое свидетельствует
о низкой температуре интрузий.
Ю. А. Кузнецов считает, что гипербазитовая магма во время
интрузии представляла собой кашу из кристаллов оливина и энстатита,
причем поры были заполнены водным раствором. Он предполагает
также, что увеличение объема при серпентинизации под действием
притекающих со стороны растворов могло оказаться силой, продвига-
ющей серпентинизирующееся гипербазитовое тело вверх по зоне
разлома.
Формации спилито-кератофировой серии всегда располагаются
в типично геосинклинальных толщах, испытавших складчатость,
образуются в подводных условиях и ассоциируют с глинистыми и алев-
ролитовыми сланцами и кремнистыми породами. С п и л и т - д и а -
базовая формация характерна для эвгеосинклиналей от
протерозойского до кайнозойского возраста; для нее типично отсутствие
или незначительное содержание кислых лав. Она является близким
эквивалентом океанической оливин-базальтовой формации и рассматри-
вается как продукт наиболее ранних проявлений магматизма в пределах
каждой конкретной подвижной зоны. Кварц-кератоф про-
вал формация характерна для эпиэвгеосинклиналей (по
(М. Кэю); в ее составе кварцевые кератофиры преобладают над спили-
тами и диабазами. Эта формация не может быть продуктом дифферен-
циации исходной базальтовой магмы и для возникновения формиру-
ющих ее лав необходимо вовлечение кислого материала осадочно-мета-
морфической оболочки.
В габбро-плагиогранитной серии формаций наиболее ранней
является габбро-диорит-диабазовая формация,
представляющая интрузивную (силловую) фацию спилит-диабазовой
32»
формации и рассматриваемая Ю. А. Кузнецовым, как геосинклиналь-
ный эквивалент трапповых интрузий устойчивых областей. Последу-
ющие формации этой серии являются соответственно более поздними.
Габбро-пироксенит-дунитовая формация «может
возникать только при наличии громадного и долго существующего
глубинного магматического очага, дающего соответственно крупных
размеров многофазные интрузивные тела» (стр. 60). Эти тела, имеющие
до 100—150 км в длину и до 30 км в ширину, связаны с крупными
глубинными разломами. Постоянной составной частью этой формации
являются кислые и средние породы. Габбро-плагиогра-
нитная формация представлена более мелкими телами; слага-
ющие их интрузивные комплексы обычно двухфазные с ранней габбро-
вой и более поздней плагиогранитной фазами. Особенности петрографи-
ческого и минерального состава формации обусловливаются, как счи-
тает Ю. А. Кузнецов, метасоматической переработкой и ассимиляцией
габброидных пород под действием более поздних гранитоидных распла-
вов. Плагиогранитная формация рассматривается как
интрузивный эквивалент кварц-кератофировой формации; она обра-
зует крупные тела (например, плутон Майнского района Западного
Саяна площадью 550 км2), связанные с глубинными разломами. Состав
и последовательность образования формаций габбро-плагиогранитной
серии Ю. А. Кузнецов рассматривает как подтверждение его идеи
о прогрессивно разрастающемся магматическом очаге, заложенном
в мантии, и постепенно продвигающемся вверх.
В состав второй группировки (орогенной) входят: а) базальт-
андезит-липаритовая серия формаций, включающая
андезитовую, трахиандезитовую и линаритовую формации, и отвеча-
ющая в целом порфировой формации А. В. Пейве и В. М. Синицина
(1950); б)габбро-диорит-гранодиоритовая серия,
включающая габбро-диорит-гра нодиоритовую, габбро-монцонит-сиени-
товую и формацию субвулканических гранитов; в) серия бато-
литовых гранитоидных формацийс формациями
гранитных батолитов, гранодиоритовых бато-
литов и гранитоидных батолитов пестрого
состава.
Формации этого подразделения представлены наземными эффузи-
вамк, ассоциирующими с континентальными и морскими мелководными
осадочными образованиями и интрузивными телами, размещенными
в консолидированных толщах (послескладчатых). Формации эти ха-
рактерны для эпохи замыкания геосинклиналей, но появляются также
одновременно со спилито-кератофировыми формациями в ранние этапы
жизни геосинклиналей, но на ясно оформившихся поднятиях; они
выходят также на срединные массивы и раздробленные платформы.
Базальт-андезит-липаритовая и габбро-диорит-гранодиоритовая серии
тесно связаны и входящие в них формации близкого состава образуют
единые вулкано-плутонические формации. Магмы этих серий формаций
обладают повышенной химической активностью и характеризуются
«далеко идущими контактово-реакционными процессами» (ассимиляция,
контактовый метасоматоз, магматическое замещение, интенсивные
постмагматические гидротермальные процессы, сопровождающиеся раз-
330
нообразным рудообразованием). Базалы-андезит-липаритовая серия
формаций отвечает ассоциациям магматических пород «тихоокеанского
типа», свойственным молодому вулканизму периферии Тихого океана.
Наиболее широко распространены андезитовые формации
(современные островные дуги, верхнетретичный и четвертичный вулка-
низм Тихоокеанского пояса, Закарпатья, Кавказа, Закавказья, древ-
ние складчатые пояса Урала, Казахстана, Тянь-Шаня и т. д.). Т р а -
хиандезитовые формации приурочены к наиболее жестким
блокам складчатых областей (срединные массивы) и связаны в их
пределах с глубинными разломами. Эти формации характерны также
для эпох полной консолидации в бывшей подвижной зоне. Лина-
ритовая формация, связанная с формацией с у б-
вулканическпх гранитов, появляется в конце тектоно-маг-
матического цикла и указывает на угасание магматического очага.
Происхождение базальт-андезит-липаритовой серии формаций Ю. А. Куз-
нецов связывает с глубинной ассимиляцией периодически зарожда-
ющейся базальтовой магмой кислого материала корней складчатых
структур в сочетании с гипотезой вертикальной миграции магматиче-
ских очагов. Габбро-диорит-гранодиоритовая,
габбро-монцонит-сиенитовая формации и фор-
мация субвулканических гранитов являются соот-
ветственными внтрузивными аналогами перечисленных выше эффузивных
формаций. Эти интрузивные формации приурочены к консолиди-
рованным областям поднятий и потому тесно связаны с глубинными
разломами, чем объясняется их поясовое расположение (продольные
и поперечные пояса, как, например, на западной окраине Колымского
массива). Этим формациям часто принадлежат кольцевые интрузии
и центральные штоки. Если в строении их принимают участие батоли-
топодобные тела, то они близки к батолитовым формациям и могут
быть связаны с ними постепенными переходами.
Для серии батолитовых формаций характерна зависимость состава
интрузивов от состава вмещающих пород (глинистые сланцы — гра-
ниты), граувакки — гранодиориты, эффузивно-карбонатно-сланцевые
толщи — интрузивы «пестрого состава» с диоритами, кварцевыми
диоритами, сиенитами и т. д.), что говорит о ведущей роли магматиче-
ского замещения и магнезиального и щелочного метасоматоза. Батоли-
товые формации играют исключительную роль в формировании областей
завершенной складчатости. Как считает Ю. А. Кузнецов (1964), кон-
солидация подвижной зоны «всегда наступает вслед за образованием
крупных гранитоидных батолитов, причем и степень консолидации
находится в прямой зависимости от масштаба гранитного магматизма»
(стр. 369).
Опираясь на разработанную Д. С. Коржинским (1952) гипотезу
происхождения гранитов путем магматического замещения, Ю. А. Куз-
нецов подчеркивает, что сами гранитоидные батолиты являются закон-
сервированными магматическими очагами. При наличии в этих очагах
значительных объемов расплава трещины и тектонические подвижки
могли способствовать интрудированию гранитов в толщи вмещающих
пород. Образование диапир-плутонов могло быть обязано также «гра-
витационному всплыванию крупного пузыря относительно легкой
331
магмы». В силу подвижности расплава резкие границы между интруди-
рованными и неинтрудированными плутонами могут отсутствовать.
В составе третьей группировки (устойчивые области) выделяются:
а) серия покровно-силловых формаций, включа-
ющая трапповую (толеит-базальтовую), щелочную оливин-базальтовую
(трахибазальтовую) континентов и океанов (их отличает повышенное
содержание калия и появление ортоклазовых и лейцитовых базальтов
в континентальной формации) и щелочно-базальтовую (нефелин-лей-
цит-базальтовую) формации, связанные постепенными переходами;
б) серия центральных интрузий и трубок взры-
в а (кимберлитовая формация, формация центральных интрузий щелоч-
ных и ультра основных пород с карбонатитами, формация центральных
интрузий нефелиновых сиенитов, формация гранитных и габбро-гранит-
ных центральных интрузий).
Объединяя магматические формации устойчивых областей океанов
и континентов в одно подразделение, Ю. А. Кузнецов подчеркивает
почти полную идентичность базальтового и щелочно-базальтового
магматизма в океанах и на континентах. По двум причинам он считает
невозможным выделение «платформенных» формаций. Во-первых, так
называемые «платформенные формации» распространены не только на
платформах, но и в областях завершенной складчатости (на молодых
платформах) и даже в океанах. Во-вторых, «собственно платформенный
режим является, по-видимому, всегда полностью амагматичным и про-
явления магматической деятельности на древних и молодых платформах
всегда связаны с нарушением этого режима или, иначе говоря, с акти-
визацией таких жестких устойчивых структур, выражающейся ярче
всего возникновением и последующим обрушением сводовых поднятий»
(стр. 370). Сводовые поднятия могут быть разных размеров (Банкало-
Патомское, В осточно-Африканское и др.) а также различной
формы, например изометричное сводовое поднятие, на месте которого
образовалась Тунгусская синеклиза, удлиненные поднятия, сопровож-
дающиеся рифтами. «Оседание изометричных плоских сводов обычно
сопровождается трапповым магматизмом, в то время как с образованием
линейных грабенов — рифтов связано излияние оливиновых базальтов
и их субщелочных и щелочных дифференциатов» (стр. 242).
Невысокая химическая активность и малое содержание летучих
в базальтовых магмах сказывается в преобладании спокойных трещин-
ных излияний и щитовых вулканов. При накоплении же в глубинных
или промежуточных очагах летучих компонентов «в областях массового
развития базальтового вулканизма наблюдается проявление взрывной
деятельности с образованием воронок, выполненных пирокластическим
материалом, а также стратовулканов и центральных интрузий» (стр. 243).
Формации центральных интрузий частью могут быть фациями покровно-
силовых формаций, частью же связь с ними может отсутствовать.
Это относится к центральным интрузиям, сложенным ультраосновными
породами, гранитами или щелочными породами, которые нельзя рас-
сматривать как продукты дифференциации базальтовой магмы.
С появлением работ Ю. А. Кузнецова, значительно упорядочив-
ших представления о рядах и группировках магматических формаций,
оказалось возможным в формационные ряды, характеризующие текто-
332
ническое развитие того или иного участка осадочной оболочки, вклю-
чать в качестве их компонентов не только осадочные и осадочно-вулкано-
генные формации, как это делали раньше, но и собственно магматиче-
ские формации. Таким путем в формационные ряды включаются
плутоно-вулканические формации Е. К. Устиева. Такой полный форма-
ционный ряд выделен для Селенгино-Витимского сводового поднятия
в Западном Забайкалье (Михно и Соловьев, 1965). В выделении полных
рядов мы имеем дело пока с первыми попытками, и надо заметить, что
еще отсутствует методика использования рядов для восстановления
геологической эволюции с учетом как экзогенных, так и эндогенных
процессов. Обычно ряды осадочных и магматических формаций рассма-
триваются в этих целях раздельно.
МЕТАМОРФИЧЕСКИЕ ФОРМАЦИИ (КОМПЛЕКСЫ)
Вопрос о метаморфических формациях наименее разработан, так
как обычно считается, что геологическое развитие какой-либо области,
например геосинклинали, достаточно раскрывается в последователь-
ности (рядах) осадочных и магматических формаций, представляющих
соответственно экзогенные и эндогенные процессы и их взаимоотноше-
ния в ходе этого развития. При наличии в исследуемом разрезе мета-
морфических толщ должна быть реконструирована их первичная при-
рода с тем, чтобы эти толщи могли бы быть отнесены к тем или иным
конкретным осадочным или магматическим формациям. В этом отно-
шении интересны работы (Сидоренко и Лунева, 1961; Сидоренко,
Теняков и др., 1968), закладывающие основы методики реконструкции
первичной литологической природы метаморфических толщ. Одним из
результатов этих исследований является установление в качестве
исходных пород для параамфиболитов докембрия — красноцветных
глин с примесью карбонатного материала, образовавшихся в условиях
аридного климата.
Однако следует учитывать три обстоятельства. Во-первых, степень
метаморфизации толщ может быть такова, что окажется невозможным
не только отнести их к определенным типам осадочных или магма-
тических формаций, но и определить, образовались ли они из осадочных
или магматических пород. Особенно это касается наиболее сильномета-
морфизованных архейских толщ. Очевидно, такие толщи по крайней
мере в некоторых случаях более удобно подразделять не на осадочные
и магматические формации, а на метаморфические комплексы.
Во-вторых, исключение метаморфических формаций при исследова-
нии формационным методом геосинклинальных областей приводит
к неполноте реконструируемого ряда процессов, сопровождающих
геологическое развитие, например изменений температурных и динами-
ческих условий, глубин захоронения отложений и т. д. Выделение
метаморфических формаций и изучение их соотношений с осадочными
и магматическими формациями может оказаться весьма существенным
для характеристики строения и развития геосинклинальных областей
и зон глубинных разломов. Учитывая все это, важно при формационном
анализе принимать во внимание метаморфические формации, даже если
представляется возможность однозначно восстановить типы исходных
осадочных и магматических формаций.
333
В-третьих, выделение в осадочной оболочке метаморфических
(а не только осадочных и магматических, как это делается обычно)
формаций может оказаться удобным для сопоставления ее строения
со строением земной коры по сейсмологическим данным, в частности
для проверки широко распространенных представлений о том, что
горизонтальные сейсмические поверхности раздела соответствуют вер-
тикальной метаморфической зональности.
В качестве метаморфических формаций могут, например, рассматри-
ваться фациальные тела, выделяемые на основании изучения метаморфи-
ческих фаций, или более крупные метаморфические монофациальные
и полифациальные комплексы (Хорева, 1966).
О КЛАССИФИКАЦИЯХ ОСАДОЧНЫХ
И ОСАДОЧНО-ВУЛКАНИЧЕСКИХ ФОРМАЦИЙ
Попутно с обзором формационных рядов была приведена разработан-
ная Ю. А. Кузнецовым (1964) классификация магматических формаций по
их вещественному составу (горные породы и их сочетания), т. е. по тем
признакам, по которым формации должны выделяться и, следовательно,
классифицироваться. К сожалению, несмотря на то, что определения
и принципы формационного анализа начали разрабатываться в отноше-
нии осадочных толщ значительно раньше, чем для магматических
комплексов, достаточно разработанная общая классификация осадоч-
ных формаций по их вещественному составу до сих пор отсутствует.
Существуют лишь частные классификации осадочных формаций, офор-
мленные в виде представлений о формационных рядах для отдельных
конкретных разрезов. Такая парадоксальная ситуация находит себе
следующее объяснение. Осадочная оболочка может быть детально подра-
зделена по вертикали на стратиграфические и возрастные подразделе-
ния и по латерали на тектонические формы (зоны, области) — плат-
формы, геосинклинали, прогибы, блоки и т. д. Такое деление осадочной
оболочки является настолько установившимся и привычным, что его
как бы неудобно нарушать проведением несогласованных с ним границ
формаций. Поэтому во многих так называемых классификационных
схемах дается не классификация осадочных формаций, а группирование
их по стратиграфическим или структурным подразделениям. Иногда
в качестве классификации осадочных формаций приводится группи-
ровка их по тектоническим районам таким, как платформы, эвгеосин-
клинали, миогеосинклинали и т. д., причем упускается из виду, что
само выделение этих районов должно производиться прежде всего на
основании формационного анализа, и, следовательно, принадлежность
формации к тому или иному из этих районов никак не может служить
классификационным признаком. Что касается магматических тел,
составляющих магматические формации, то их возрастное положение
в большинстве случаев не бывает столь ясно определено, как для
осадочных тел, а к структурным формам (поднятия, прогибы) магма-
тические тела могут иметь лишь то или иное отношение, тогда как
осадочные тела (слои) своими изгибами и смещениями сами определяют
структурную форму. В силу этих обстоятельств процесс выделения
магматических формаций более свободен от стратиграфических и струк-
334
турных рамок, сковывающих исследователя, занимающегося выделе-
нием осадочных формаций.
Рассмотрим, например, схемы классификаций формаций, предло-
женные В. Е. Хаиным, Н. С. Шатским, Н. П. Херасковым и В. И. По-
повым.
Попытка дать общую классификацию геологических (литологи-
ческих) формаций была сделана В. Е- Хаиным (1950) на основе выделе-
ния, с одной стороны, трех групп тектонических районов: 1) платформы,
2) внешние и краевые прогибы геосинклиналей, 3) внутренние и меж-
горные прогибы геосинклиналей, а с другой стороны, — четырех
стадий геотектонического цикла. В результате сочетаний районов
и стадий получается 12 типов геологических формаций.
Позднее В. Е. Хайн (1964) детализировал эту классификационную
схему без изменения ее принципа. Им выделены четыре группы струк-
турных форм (особо выделяются устойчивые и подвижные платформы).
В классификацию введен также климатический фактор путем подраз-
деления каждого «структурного» столбца таблицы на два столбца,
соответствующие гумидному и аридному климату. Значительно детали-
зировано содержание каждой клетки в таблице путем введения ряда
формаций и субформаций. Например, для спилито-кератофировой
формации указаны спилитовая, диабазовая, кератофировая и яшмовая
субформации. Классификационную схему В. Е. Хайна нельзя считать
методологически правильной, потому что в ней представление о форма-
циях исходит из стадий геотектонического цикла, а не из вещественного
состава и парагенетических связей. По существу таблицу В. Е. Хайна
следует рассматривать не как классификацию формаций, а как группи-
ровку выделенных по литологическим признакам формационных типов
по тектоническим районам и стадиям развития.
Теми же в сущности недостатками обладают классификации фор-
маций, предложенные Н. С. Шатским в 1959 г. (Шатский, 1965) и
Н. П. Херасковым (1963). Н. С. Шатский в качестве единственно
возможной классификации формаций предлагает выделение двух
основных групп — группы геосинклинальных формаций и группы
платформенных формаций. Первую группу он предлагает делить на
подгруппы формаций эвгеосинклинальных, миогеосинклинальных и кра-
евых прогибов; для второй группы предлагают подобные же (ближе не
уточненные) подразделения. Далее эти группы формаций должны
подразделяться на формации ранних стадий, палеозойской стадии,
альпийской стадии и, наконец, они должны быть подразделены по кли-
матическому принципу. Нетрудно видеть, что и здесь мы имеем дело
не с классификацией, а лишь с группированием формаций, причем
сходные или идентичные по своему составу и строению конкретные
формации могут оказаться в различных клетках такой систематики.
Н. П. Херасков к двум группам Н. С. Шатского добавляет третью
группу («третий класс») формаций — орогенные формации. Н. П. Хе-
расков отмечает, что предлагаемая им классификация формаций дается
на основе парагенеза формаций. Однако одна и та же формация (абстракт-
ная формация или формационный тип) может принадлежать к раз-
личным парагенезам, а следовательно, к различным классам.
Такое положение противоречит одному из основных свойств пра-
325
вильных классификаций, а именно тому, что классы классификаций
не должны «пересекаться», т. е. не должны содержать общих членов.
А у Н. П. Хераскова же написано: «... в разных классах встречаются
сходные формации, которые пока еще не всегда возможно отличить друг
от друга» (стр. 43).
Своеобразная классификация (группирование) осадочных формаций
предлагается В. И. Поповым (1952). В отличие от В. Е. Хайна,
Н. С. Шатского, отчасти Н. П. Хераскова, а также В. В. Белоусова
(1948), кладущих в основу классификаций формаций распределение
их по крупным структурным элементам и стадиям геотектонического
развития, В. И. Попов в своей классификации выдвигает на первое
место орографический (оротектонический) признак, а также учитывает
особенности тектонического режима (что в известной мере соответствует
стадиям геотектонического развития) и климатическую зональность.
В. И. Попов предлагает разделить формационные комплексы по
отношению их к краю континента на три зоны:
1) корневую, соответствующую окраине континента и представлен-
ную наиболее мощными и наиболее разнообразными формациями до
метаморфических включительно; v
2) хвостовую, сменяющую корневую по направлению в глубь кон-
тинента; здесь усиливаются перерывы в осадконакоплении, уменьшается
мощность формаций, упрощается их состав, почти исчезают глубинные
магматические пневматогидротермальные и метаморфические формации;
3) головную, сменяющую корневую в сторону океана, характери-
зующуюся выдержанными ленточно-слоистыми маломощными пачками
осадочных отложений, базальтовыми и андезитовыми излияниями.
В соответствии с этими зонами В. И. Попов классифицирует,
точнее группирует, формации (табл. 4). Формации каждой зоны подраз-
деляются на формации, образующиеся при горообразовательных фазах
и равнинообразовательных фазах (орогенные и пленогенные формации).
Если попытаться придать этой таблице вид, более удобопонимаемый
с точки зрения разделения поверхности Земли на геосинклина льные
и платформенные области, то получится, что формации второго г ори-
зонтального ряда, а также третьего ряда в первом столбце будут соот-
ветствовать формациям геосинклинальных областей, формации первого
горизонтального ряда во втором столбце соответствуют формациям
внутренних остаточных геосинклиналей, а также новообразованных
молодых глубоких впадин Азии, в третьем столбце — платформенным
формациям. Формации третьего горизонтального ряда в третьем столбце
могут быть поняты как формации геосинклиналей в ранних стадиях
развития или же как океанические отложения. Нетрудно видеть, что
схема формаций В. И. Попова представляет собой не классификацию,
а опять же группирование формаций по районам (внутриконтинен-
тальные, окраинные, внутриокеанические) и по стадиям (орогенные
и пленогенные фазы).
Классификация угленосных формаций Н. В. Логвиненко (1966),
включающая 27 групп формаций, также является лишь их группиро-
ванием по ландшафтам, климатическим зонам и тектоническим формам.
В перечисленных классификационных схемах (особенно ясно это
выражается в таблицах В. Е. Хайна, 1950 и 1964) предполагается,
336 -------------------------------------------------------—
Т а б л и ц а 4
Схема классификации осадочных формаций
(по В. И. Попову, 1950)
Основные типы формации Подтипы (оротектонические подразделения)
Формации горообразовательные (орогенные) Формации (равнипообра- зовательные (плеиогенные)
Формации поднятий (геоантикли- пальные) Формации депрессий (гео- синклинальные) Формации поднятий (антеклиз) и депрессий (синеклиз)
Внутри- континен- тальные Водораздель- ные, склоно- вые, долин- ные (ледни- ковые, речные) Молассы ангарского типа (сероцветные, угленосные с железными рудами, бок- ситами) Молассы гобийского типа (красноцветные, частью соленосные и гипсоносные) Замкнутых морей — лагун понтокаспийского типа (соляно-гипсовые и глини- стые сероводородные) Молассовидные (аллю- виально-равнинные и эо- лово-равнинные) Эпиконтинентальные (лагунные и пормально- морские)
Окраинные Рифовые известняково- доломитовые Молассы альпийского типа (континентальные, частью морские) Флиши (карбонатные, глинисто-сланцевые) Слоистые известняково- доломитовые аспиднослан- цевые Кремнисто-углистые фор- мации Конденсированные (по мощности) углисто- кремнисто-сланцевые и карбонатные шельфовые
Внутрп- океанп- ческие Рифовые известняково- доломитовые Неизвестны Ба тпально-иловые Абисса л ьпо-и левые
что тектоническое районирование и установление стадийности разви-
тия уже произведены до выделения формаций и они служат основой
для выделения формаций и их классификации. Однако поскольку любые
представления о типах развития и стадийности могут вытекать только
из наблюдаемых в осадочной оболочке пространственных соотношений
геологических тел, горных пород, ассоциаций горных пород — геологи-
ческих формаций или их комплексов (рядов, парагенезов), должно быть
очевидным, что упомянутые классификационные схемы представляют
собой не необходимый исследовательский инструмент, которым должна
являться классификация, а замкнутый круг суждений, который в ко-
нечном счете не способствует ни выделению формаций, ни выделению
типов развития, ни выделению стадий.
22 заказ 206. —---------------------------------------- 337.
Разработка классификаций осадочных (и осадочно-вулканогенных)
• формаций представляет собой дело ближайшего будущего. Несом-
ненно, что такая классификация должна основываться на вещественной
и структурной характеристике ассоциаций пород. Если парагенетиче-
ский ряд формаций рассматривать как разработанную для одного
разреза классификацию формаций, по последовательности которых
можно судить об особенностях развития данного района, в частности,
о смене стадий развития, то общая классификация формаций должна
быть построена так, чтобы по последовательности формаций по вер-
тикали и латерали можно было бы судить об отличии отдельных райо-
нов по типам развития и об особенностях развития каждого из районов.
Иными словами, надлежащая классификация формаций должна быть
основой тектонического районирования и сравнительного анализа
тектонических районов с различными типами развития.
Несмотря на отсутствие полной классификации осадочных и оса-
дочно-вулканогенных формаций, отдельные их типы достаточно ясно
выделены и обстоятельно охарактеризованы. Это касается прежде
всего геосинклинальных формаций, распространенных на ограничен-
ных площадях и характеризующих особенности этих площадей, отли-
чающие их от значительно более обширных окружающих пространств—
областей платформенного строения. Монотонный характер осадочных
толщ на платформах не позволяет там достаточно эффективно исполь-
зовать выделение формаций для тектонического районирования. Дей-
ствительно, различия состава осадочных толщ на антеклизах и сине-
клизах бывают очень неотчетливыми, недостаточными для того, чтобы
различать их по формационному признаку. Применение формационного
метода на платформах часто ограничивается выделением вертикальных
формационных рядов и обоснованием ими стадий развития, что не дает
значительных преимуществ по отношению к ранее применявшимся
палеогеографическим, палеофациальным и палеоструктурным методам
историко-геологического анализа. Монотонный характер осадочных
толщ, недостаточная специфичность осадочных формаций по отноше-
нию к поднятиям и прогибам, по-видимому, объясняют то положение,
что на платформенных областях формации, специфичные для частных
структурных форм, менее четко выделяются и значительно хуже охарак-
теризованы, чем в областях контрастного тектонического рельефа. Эту
в сущности мысль выражал Н. С. Шатский (1955), когда он писал,
что климатическая зональность распределения платформенных форма-
ций не подавлялась «вторичной тектонической зональностью» в пределах
обширнейших платформенных областей северного полушария. Так назы-
ваемые платформенные формации распространены не только на платфор-
мах, но и в прилегающих к ним частях подвижных (геосинклинальных)
областей, а также на устойчивых участках среди них (срединные мас-
сивы). Короче говоря, зто — формации не специфичные, которые могли
образовываться повсеместно в условиях спокойного тектонического
режима (отсутствия контрастных движений и магматической деятель-
ности). Другие же формации, которые оказались специфичными и опре-
делялись особенностями и стадиями развития отдельных подвижных
районов, привлекали главным образом внимание исследователей.
К таким формациям относятся молассовые и молассоидные формации
338
(Михайлов, 1951; Рухин, 1953; Белоусов, 1954; Попов, 1959; Алиев
и Акаева, 1959), флишевые и флишоидные формации (Вассоевич, 1948,
1951; Пущаровский, 1948; Келлер, 1949; Синяков, 1956; Савельев,
1960; Кахадзи, 1952; Гроссгейм, 1963; Михайлов, 1951), аспидные
(Келлер, 1949), кремнисто-сланцевые (Шатский, 1955), кремнисто-вул-
каногенные (Рухин, 1953), зеленокаменные (Шатский, 1955), угленосные
(Жемчужников, 1955; Крашенинников, 1957) и многие другие.
Если провести параллель с распределением магматических форма-
ций, то не специфические осадочные формации
будут отвечать амагматичным условиям (вспомним, что платформенный
режим, как считает Ю. А. Кузнецов, полностью амагматичен),
а специфические осадочные формации и их ряды
соответствуют различным рядам магматических формаций и так же,
как они, характеризуют типы и стадии развития тектонически активных
районов и могут служить основой для тектонического районирования.
СВЯЗЬ ПОЛЕЗНЫХ ИСКОПАЕМЫХ С ОСАДОЧНЫМИ
И МАГМАТИЧЕСКИМИ ФОРМАЦИЯМИ
Полезные ископаемые (во всяком случае твердые полезные ископае-
мые) представляют собой горные породы, входящие в закономерные
парагенезы формации. Поэтому изучение формаций и выяснение законо-
мерностей размещения полезных ископаемых представляют собой общую
задачу. Изучение формаций дает «метод изучения и прогнозов полез-
ных ископаемых» (Шатский, 1965, стр. 7). Важные обобщения о связях
полезных ископаемых с геологическими формациями проведены
Н. П. Херасковым (1967). Он считает, например, что «генетическая
классификация месторождений должна быть заменена парагенетиче-
ской, т. е. разделением месторождений по геологическим формациям»
(стр. 191). По его мнению, связь месторождений полезных ископаемых
с тектонической структурой или отдельными крупными тектоническими
формами следует устанавливать через формации.
Некоторые полезные ископаемые (например, уголь и соли) сами
представляют руководящий признак соответствующих формаций (угле-
носных и соленосных). В таких случаях уже само наличие формации
указывает на существование полезного ископаемого, а наличие полез-
ного ископаемого является признаком формации. Иногда считают, что
«месторождения полезного ископаемого» и «формация» понятия иден-
тичные и изучение формации сводится к изучению месторождений,
т. е. никакого особого поискового значения изучение формации как
таковой может и не иметь. Однако это не так. Формация — крупное
геологическое тело или совокупность тел, вмещающих месторождения.
Знание особенностей и закономерностей строения, развития и измене-
ния вещественного состава этих тел позволяет вскрывать закономер-
ности размещения полезного ископаемого как члена парагенеза фор-
мации.
Изучение формаций раскрывает не только особенности простран-
ственного размещения месторождений, но и закономерности изменения
качества полезного ископаемого (например, для углей) или его хими-
ческих типов (например, для солей).
22* ______________________——----------------- 339
В других случаях полезные ископаемые не являются руководя-
щим признаком формации, но могут обнаруживать связь с определен-
ного типа формациями, что дает основание для поисков данного вида
полезного ископаемого в формации данного типа. Нельзя утверждать,
что каждое твердое полезное ископаемое занимает свое закономерное
место в определенной формации, но в процессе изучения формаций
обнаруживаются все новые и новые формы связей между ними и полез-
ными ископаемыми.
Н. С. Шатский (1955), подчеркивая закономерности расположения
рудных и нерудных залежей в формациях, выделял монофор Ma-
il ионные, полифор мационные и аформационные
полезные ископаемые. К первым принадлежат: галит, калийные соли,
медистые песчаники, ко вторым — железные руды, марганцевые руды,
фосфориты. Связь марганцевых и фосфоритовых месторождений с гео-
логическими формациями была обоснована Н. С. Шатским (1954, 1955).
Связь полезных ископаемых с формациями осадочных пород
показана А. С. Соколовым (1953) на примере приуроченности пода-
вляющего большинства осадочных месторождений серы к мощным
отложениям аридных областей, характеризующихся повышенной соле-
ностью и постоянным присутствием в составе их осадков сульфатов. Сера
концентрируется главным образом на границе сульфатных и карбонат-
ных пород, в участках их переслаивания, в гипсоносных карбонатных
глинах, значительно реже в песчаниках. Это позволяет установить
связь серы преимущественно с формациями карбонатно-сульфатного
состава. Характерно, что сера концентрируется преимущественно в наи-
более раздробленных сводах антиклиналей; по-видимому, условия
тектонической нарушенности благоприятны для концентрации серы.
На возможные формы связи полиметаллического оруденения с оса-
дочными формациями указывают Н. Г. Сергеев и М. В. Тащинина
(1953). Ими подмечено, что углисто-глинистые породы на Алтае играют
активную роль в локализации оруденения, каталитически способствуя
выпадению минералов из растворов. В качестве наиболее активного
вещества служит органическое вещество. Авторы ссылаются на ряд
работ, относящихся к 1924—1949 гг., в которых описываются районы
(Казахстан, карбон Ленинградской области и Урала, Силезия, США),
где свинцово-цинковое оруденение связано либо с графитовыми слан-
цами, либо с углями, либо с битуминозным известняком ит. д., либо,
наконец, с метаморфическими сланцами, содержащими реликты орга-
нического вещества. Каталитическую роль органического вещества
авторы объясняют электрохимическими явлениями. Известна законо-
мерная приуроченность геосинклинальных гематит-хлоритовых ооли-
товых руд к кремнисто-сланцевым формациям верхнего докембрия
и нижнего палеозоя, пластовых гематит-магнетитовых руд к спилито-
кератофировым вулканогенно-осадочным формациям, а марганцевых
руд к отдаленным кремнистым формациям, которые связаны латераль-
ными переходами с теми же спилито-кератофировыми формациями.
Подобным же образом выяснено, что геосинклинальные пластовые
фосфориты всегда связаны с кремнисто-карбонатными формациями,
которые латерально замещаются формациями основных подводных
эффузивов.
340
Методика исследования формаций в связи с поисками полезных
ископаемых находится в стадии разработки. Л. Б. Рухин, например,
рекомендует при таком исследовании обращать внимание на: 1) тща-
тельное изучение состава слагающих пород, 2) установление направле-
ния протяженности древних береговых линий, 3) изучение характера
древнего рельефа, 4) установление связи состава осадочных пород
и структурных особенностей района, 5) нахождение структурных форм,
благоприятных для скопления осадочных полезных ископаемых, 6) изу-
чение ритмичности осадочных толщ и распределение полезных иско-
паемых относительно ритмов, 7) развитие осадочных пород и возра-
стные изменения комплекса полезных ископаемых, 8) закономерности
осадочной дифференциации.
Л. В. Пустовалов (1952) отмечал, что проведенные в СССР литолого-
петрографические работы по изучению осадочных формаций предста-
вляют работы совершенно нового типа в области науки об осадочных
породах, требующие от исслеДователя не описания отдельных образцов
пород, а раскрытия связей между отдельными породами и причин этих
связей. В качестве главнейших направлений в исследовании осадочных
полезных ископаемых и горных пород Л. В. Пустовалов указывает:
1) изучение вещественного состава и физических свойств горных пород
и полезных ископаемых с установлением характерныхпоисковыхпризна-
ков и связей между составом и физическими свойствами; 2) изучение
последовательных фациальных и хронологических рядов на основе
представлений об осадочной дифференциации с освещением явлений
ритмичности и направленности осадкообразования.
Исходя из этого Л. В. Пустоваловым предложена рабочая мето-
дика изучения и прогнозирования пластовых осадочных полезных
ископаемых, заключающаяся: а) в подробном изучении полезного
ископаемого и соответствующих ему пород с выделением «благопри-
ятствующих пород», б) в выяснении повторяемости «благоприят-
ствующих пород» и направленности осадкообразования, что ориенти-
рует на поиски полезного ископаемого в более верхних или более ниж-
них горизонтах; в) в увязке литологической колонки по отдельным
месторождениям и составлении литолого-фациального профиля, отража-
ющего процесс осадочной дифференциации в ископаемом бассейне
данного типа; г) в составлении литолого-фациальной карты, харак-
теризующей площадное распространение различных фациальных,
в том числе «благоприятствующих», типов пород и полезных иско-
паемых.
В изучении формаций должны занять свое место также литолого-
геохимические карты. Б. А. Бонов и А. И. Ермишина (1953) показали,
что такого рода карты выясняют закономерные соотношения между
изменениями содержания отдельных элементов в породах, палеогео-
графией бассейна отложения и тектонической структурой, контролиро-
вавшей осадконакопление. Примером может служить схематическая
карта распределения магния в карбонатных породах спириферового
подъяруса казанского яруса Русской платформы.
Несомненный интерес представляет связь полезных ископаемых
с магматическими формациями (комплексами). Наиболее подробно
этот вопрос разрабатывался Ю. А. Кузнецовым (1964), который
341
применительно к предложенной им классификации считает, что каж-
дый формационный тип может быть охарактеризован с большей или
меньшей точностью и его металлогенической специализацией.
С формациями спилито-кератофировой группы пространственно
и генетически связаны эффузивно-осадочные месторождения железа
и марганца. С этими формациями также связано рассеянное золотое
оруденение и золотые россыпи, хотя «собственно золотоносными
оказываются диабазовые, габбро-диабазовые, диорито-диабазовые
гипабиссальные интрузии, сопровождающие спилито-кератофиро-
вые эффузивные формации и генетически с ними связанные»
(стр. 38).
С габбро-диорит-диабазовой формацией связана золотоносность
ряда районов Кузнецкого Алатау, а также повышенная титанонос-
ность и крупные месторождения ильменита на Урале. С габбро-пирок-
сенит-дунитовой формацией ассоциируют магматические месторождения
хромита, платины, титаномагнетита, а также контактовые медные
и магнетитовые месторождения. Последние связаны с интрузиями квар-
цевых диоритов, принадлежность которых к данной формации является
спорной.
С плагиогранитными формациями связаны метасоматические
и жильные месторождения меди и других цветных металлов (Западный
Саян, Урал, Норвегия), а также полиметаллические месторождения
(Салаир, Испания, Восточное Закавказье).
Для гипербазитовой формации типичны месторождения хромита,
скопления осмия и иридия; к серпентинитовым массивам приурочены
месторождения хризотил-асбеста и талька, а также экзогенные залежи
силикатных никелевых руд и магнезита. С кимберлитовой формацией
связаны месторождения алмазов в трубках взрыва.
С серией габбро-диорит-гранитных формаций связано громадное
большинство скарновых и гидротермальных месторождений черных,
цветных и редких металлов, контактовые, штокверковые, жильные
и метасоматические месторождения олова и вольфрама, золота, железа,
кобальта, меди, свинца, цинка, серебра, ртути. В частности, для габ-
бро-гранодиорит-диоритовой формации характерны месторождения кас-
ситерита, полиметаллические, медные вкрапленные и золоторудные
месторождения, а в меньшей степени — магнетитовые и медно-молиб-
денитовые; для габбро-монцонит-сиенитовой формации указываются
магматические месторождения титаномагнетита, контактовые место-
рождения магнетита, меди и молибдена, порфировые медные руды,
серебро-свинцово-цинковые, золотые и золото-теллуристые месторожде-
ния; с формацией субвулканических гранитов связаны месторождения
олова, вольфрама и молибденита в виде грейзенов, полиметалличе-
ские месторождения, жильные кварц-касситеритовые и сульфидно-
касситеритовые с вольфрамитом и молибденитом жильные месторо-
ждения.
С формацией гранитных батолитов связаны пегматитовые месторо-
ждения, а также жильные и штокверковые месторождения касситерита
и вольфрамита и россыпные месторождения монацита. Гранодиоритовые
батолиты бедны полезными ископаемыми; к гранитоидным батолитам
пестрого состава приурочены лишь некрупные скарновые месторо-
342 -------------------------------------------------------—
Все о геологии
http://geo.web.ru/
ждения с шеелитом, молибденитом, халькопиритом и магне-
титом.
В ряду покровно-силловых формаций устойчивых областей рудонос-
ность связана главным образом с трапповой формацией, а проявления
ее зависят от степени дифференциации. Известны крупные магматиче-
ские сульфидные медно-никелевые месторождения с платиной (Но-
рильск), гидротермальные и скарновые месторождения магнетита (Ан-
гаро-Илимский район), полиметаллическое оруденение (непромышлен-
ное), исландский шпат и графит.
Все о геологии
http://geo.web.ru/
Г Л Л В А VII
ОСНОВНЫЕ СТРУКТУРНЫЕ ЭЛЕМЕНТЫ
ОСАДОЧНОЙ ОБОЛОЧКИ
В качестве основы тектонического районирования принято выде-
лять в пределах континентальной части поверхности Земли платфор-
менные и геосинклинальные области. Часто их называют структурными
элементами или структурными зонами земной коры. Это не совсем точно.
Название «земная кора», как уже отмечалось в главе II, в последнее
время закрепилось за выделяемой по сейсмологическим данным наруж-
ной сферической оболочкой Земли, ограниченной снизу поверхностью
Мохоровичича. Поскольку существующие представления о принимае-
мой в этих границах земной коре, как о теле определенного петрогра-
фического состава, являются лишь различными интерпретациями,,
зависящими от принимаемых гипотез, в ней не могут выделяться эле-
менты и зоны по вещественному составу в петрографическом смысле.
Структурными элементами или зонами земной коры как сейсмологиче-
ского тела могут считаться так называемые «гранитный» и «базальто-
вый» слои, а также типы коры, например континентальный и океани-
ческий. Геосинклинали же и платформенные области могут рассматри-
ваться как структурные элементы или зоны осадочной оболочки (см.
гл. II), которая не может отождествляться (хотя бы в пространственном
смысле) ни с земной корой, ни с «гранитным слоем». Нижняя граница
осадочной оболочки нам не известна, однако из структурных построе-
ний, например по Сибири, вытекает, что в отдельных районах она мо-
жет опускаться в пределы мантии.
ПРИНЦИПЫ ТЕКТОНИЧЕСКОГО РАЙОНИРОВАНИЯ
СТРУКТУРНЫЕ (ГЕОМЕТРИЧЕСКИЕ) И ВЕЩЕСТВЕННЫЕ ПРИЗНАКИ
В РАЙОНИРОВАНИИ ОСАДОЧНОЙ ОБОЛОЧКИ.
ПРЕИМУЩЕСТВО ФОРМАЦИОННОГО МЕТОДА
Тектоническое районирование осадочной оболочки может сводиться
к выделению крупных тектонических форм по геометрическим призна-
кам, например к выделению прогибов, поднятий (сводов), областей
с горизонтальным залеганием слоев, крупных грабенов и горстов и т. д.
У Э. Ога (1914) и его предшественников Д. Холла и Д. Дэна явно
344
Все о геологии
http://geo.web.ru/
преобладают геометрические критерии при пространственном выделе-
нии геосинклиналей и геоантиклиналей, которые, таким образом, вы-
ступают в качестве тектонических (структурных) форм, а не структур-
ных элементов в принимаемом нами смысле. «В противоположность
геосинклиналям, выпуклый изгиб земной коры Дэна называет геоан-
тиклиналью .... геосинклиналь и геоантиклиналь не всегда предста-
вляют простую складку... каждая из них может состоять из неопреде-
ленного числа антиклиналей и синклиналей, вся совокупность которых
представляет или синклинальный или антиклинальный выгиб» (Ог,
1914, стр. 173). Согласно Э. Огу главным отличием «континентальных
площадей» от геосинклиналей, где напластования сильно смяты
в складки, является сохранение ими горизонтального положения при
наличии незначительной волнистости.
Геометрический признак доминировал также при выделении
М. М. Тетяевым (1941) складчатых зон и платформ («платформа есть
выражение исторического факта горизонтального залегания отложений
определенного возраста») — стр. 212. Г. Штилле (1940, 1964) в основу
выделения кратонов и ортогеосинклиналей кладет их жесткость, спо-
собность к складчатости. Кратоны, согласно Г. Штилле, не способны
более к складкообразованию. Признак для выделения основных струк-
турных элементов осадочной оболочки явно неудачный, поскольку,
как следует из историко-геологических данных, кратоны оказывались
способными к разрушению (в чем сам Г. Штилле отдавал себе ясный
отчет) и нам не известно, как поведут себя в будущем самые жесткие
из них. В последние годы продолжают появляться высказывания о том,
что тектонические карты должны отражать прежде всего возраст
и формы деформаций, а метаморфизм, магматизм и состав осадков имеют
лишь второстепенное значение (Лемуан, 1966, Гогель, 1966). Одпако
уже давно при выделении крупных структурных элементов осадочной
оболочки стал основным вещественный признак, в частности для харак-
теристики геосинклинальных и платформенных областей. «Поскольку
мы умеем понимать осадки, — писал А. А. Борисяк (1924), — мы не
можем сомневаться в существовании именно этих элементов; в то же
время это и единственные элементы земной коры, какие мы знаем в пре-
делах доступной нашему изучению толщи земной коры, т. е. совре-
менной суши» (стр. 3). Таким образом, уже в представлении А. А. Бо-
рисяка платформенные и геосинклинальные области обладают, как мы
можем говорить сейчас, формационной характеристикой.
Ф. Кинг (1961) также подчеркивает, что геосинклинали предста-
вляют собой в большей степени седиментационные, чем деформацион-
ные образования.
Идея единства литогенеза и тектогенеза была в значительной
степени развита Н. М. Страховым (1946), выделившим историко-гео-
логические типы осадконакопления и давшим подробную характери-
стику каждого из них. «Породы, — писал Н. М. Страхов, — индика-
торы не только климатических и палеогеографических условий прош-
лого, но и тектонической обстановки седиментационного процесса.
Тектогенез и литогенез в истории земной коры в сущности — две сто-
роны единого историко-геологического процесса» (Страхов, 1946.
стр. 68).
345
Геосинклинали и платформы, определявшиеся вначале в основном
как геометрически охарактеризованные тектонические формы, выступа-
ют теперь как геологические тела, охарактеризованные своим вещест-
венным составом и обладающие определенной структурой. Изучение
некоторых частных случаев показывает однако, что не всегда геосин-
клинальным и платформенным областям, понимаемым как определен-
ные вещественные ассоциации, свойственны именно те структурные
формы, которые им традиционно приписывались. Так, например,
обычно считалось, что глубокие прогибания (до 8—10 км) свойственны
исключительно геосинклинальным областям. Так, у Ю. М. Шейнманна
(1957, стр. 464), характеризующего докембрийские образования Юж-
ной Африки, находим: «Огромная мощность этих накоплений (до 10 км)
не оставляет сомнений в их геосинклинальном характере». Однако
известны факты накопления весьма больших мощностей не только в гео-
синклиналях, но и на платформах. Например, по данным сейсмораз-
ведки мощности пермских и мезо-кайнозойских отложений Прикас-
пийской впадины Русской платформы превышают 10 км. В связи с этим
А. Л. Яншин (1955, стр. 72) справедливо отмечает, что большие мощ-
ности осадков нельзя считать одним из критериев геосипклипальпого
режима. «Детальное изучение геосинклинальных систем, — пишет он, —
давно уже обнаружило локальное распространение в них зон мощного'
накопления осадков того или иного возраста. Разрезы многих геоан-
тиклиналей оказались сходными по мощностям с разрезами платформен-
ных антеклиз. А теперь глубокое бурение и сейсмика позволяют нам
впервые ознакомиться с разрезами областей глубокого прогибания
на платформах». Не только глубина прогибания, но и интенсивность
складчатости, также не представляет надежного критерия для разгра-
ничивания платформенных и геосинклинальных областей, охаракте-
ризованных определенными вещественными ассоциациями. Так, в пре-
делах платформ существуют складчатые зоны с протяженностью
и шириной, измеряемыми сотнями километров, и с углами наклона
крыльев складок, измеряемыми несколькими десятками градусов
(складчатые системы юры, Ангаро-Ленской зоны на Сибирской плат-
форме и ряда районов Южно-Китайской платформы).
Таким образом, для выделения геосинклинальных и платформен-
ных областей, попимаемых как комплексы формаций, вещественный
признак надо считать определяющим, а структурный сопутствующим.
Это, конечно, не означает, что осадочную оболочку нельзя райониро-
вать по структурному признаку (по «плотности» складчатости, средним1
углам наклона слоев и т. д.), однако районирование по вещественному
признаку имеет ряд преимуществ. Так, формационный метод не только
позволяет выделить структурные элементы осадочной оболочки по ве-
щественному составу, но создает принципиальную возможность объем-
ного районировапия осадочной оболочки, при котором в качестве струк-
турных элементов выступают трехмерные геологические тела, образо-
ванные определенными ассоциациями геологических формаций. Такими
элементами могут быть выделяемые по формационному (вещественному)
признаку структурные этажи или складчатые и покровные
комплексы, образующие в осадочной оболочке систему крупных линзо-
видных или плоских геологических тел, изучение состава и простран-
346
ственных взаимоотношений которых позволяет выяснять особенности
ее геологического развития на различных участках и уровнях. Опыт
объемного районирования осадочной оболочки был проведен для тер-
ритории Сибири (Косыгин, и др., 1964, 1965) с выделением склад-
чатых комплексов — геологических тел второго порядка,
образованных формациями геосинклинальной группы (кремнистые,
сланцевые, флишевые, спилито-кератофировые, гипербазитовые, бато-
литовые гранитоидные и т. д.) и покровных комплексов —
геологических тел второго и третьего порядка, соответствующих плат-
форменным чехлам.
Понятия геосинклиналей или геосинклинальных областей, а также
платформ далеко не всеми исследователями определялись через веще-
ственный состав и формации. Соответствующие термины имеют очень
большое количество толкований. Во многих из них главная роль уде-
лялась структурно-морфологическим признакам (Кэй, 1955; Биллингс,
1949 и др.) или степени мобильности и контрастности движений (Бело-
усов, 1954; Бубнов, 1960; Богданов, Муратов и Хайн, 1963 и др.).
По-видимому, имея в виду подобные определения геосинклиналей;
В. И. Попов (1952) теорию геосинклиналей и платформ по недоразу-
мению неправильно охарактеризовал как структурно-морфологические
представления, «идущие от механического материализма», и противо-
поставил этим представлениям петрогенетический подход в геологиче-
ском районировании. Предложенная им в качестве основы тектониче-
ского районирования карта формационных комплексов Азиатского
материка не отражает ни структуры ни истории развития различных
частей Азии и поэтому невыгодно отличается, например, от тектониче-
ских схем А. Д. Архангельского и Н. С. Шатского для этой терри-
тории. Она напоминает несовершенные попытки геологического райо-
нирования первой половины XIX в, [например, выделение Эйхвальдом
(1846) Финской, Ильмен-Московской, Пермской и других формаций,
в которые, как известно, вкладывалось и литологическое и структурное
содержание, но которые были далеки от обобщений теории геосинкли-
налей].
ИСПОЛЬЗОВАНИЕ ГЕОФИЗИЧЕСКИХ ДАННЫХ
ПРИ ТЕКТОНИЧЕСКОМ РАЙОНИРОВАНИИ
НО ВЕЩЕСТВЕННОМУ ПРИЗНАКУ
В основе тектонического районирования по вещественным призна-
кам лежат именно формационные, т. е. в конечном счете петрографиче-
ские признаки. Естественно, что при изменении формационных (т. е.
совокупности петрографических) признаков могут меняться также фи-
зические свойства рассматриваемых горных пород, формаций и их ассо-
циаций. Если изменения физических признаков хорошо корректи-
руются с изменениями формационных признаков, то становится воз-
можным использовать данные измерений физических признаков а, сле-
довательно, и данные геофизических исследований для уточнения гра-
ниц структурных элементов осадочной оболочки, особенно в закрытых
или плохообнаженных районах.
На изменения физических признаков при переходе от поднятых
участков Русской платформы к прогибу (геосинклинали) Донбасса
347
обратил внимание еще М. М. Тетяев (1941), указавший на данные
А. Г. Донабедова об изменении средних плотностей верхнего палеозоя
от 2,3 на Воронежском поднятии до 2,7 и более в центре Донбасса.
Аналогичные закономерности, которые могут быть использованы для
целей тектонического районирования по вещественным признакам,
отмечены для зоны перехода от молодой платформы Каракумов к гео-
синклинальной системе Копет-Дага. Здесь скорости распространения
упругих волн в осадочных образованиях кайнозоя возрастают в 1,4—
1,6 раза. Эта закономерность сохраняется как в литологически одно-
типных породах, так и в комплексах различных по составу пород.
Вообще же при переходе к складчатой области плотность, удельное
сопротивление, скорость распространения упругих волн и магнитная
восприимчивость осадочных пород возрастают, а пористость их умень-
шается (Авгян, Воларович и др., 1966).
Для уточнения границ структурных элементов осадочной оболочки
могут быть использованы также тепловые параметры. Например,
в пределах Сибирской платформы, где древний кристаллический фун-
дамент расположен сравнительно неглубоко, изотермы лежат значи-
тельно ниже, чем в областях глубокого погружения кристаллического'
фундамента, примыкающих к Сибирской платформе с запада (Соболев-
ская, Макаренко, Богомолов, 1966).
Представляется возможным использование в процессе тектониче-
ского районирования также данных о тепловом потоке, величины кото-
рого существенно различны для областей разного возраста складчатости.
Так, для областей докембрийской складчатости они составляют
0,60—1,34 кал/см2 сек, для областей палеозойской складчатости
0,60 —2,24 кал/см2 сек и для областей кайнозойской складчатости
до 3,60 кал/см2 сек (Поляк и Смирнов, 1966). Намечаются различия
в тепловом потоке между такими структурными элементами, как мио-
геосинклинали, эвгеосинклинали, стабильные древние ядра и т. д.
(Смирнов, 1967).
СВЯЗЬ ИСТОРИКО-ГЕНЕТИЧЕСКИХ ПРЦДСТАВЛЕПИЙ
О СТРУКТУРНЫХ ЭЛЕМЕНТАХ ОСАДОЧНОЙ ОБОЛОЧКИ
С ИХ ВЕЩЕСТВЕННЫМИ ХАРАКТЕРИСТИКАМИ (ФОРМАЦИЯМИ)
Представления о геосинклинальных и платформенных областях
и их некоторых подразделениях не только основываются на изучении
вещества (формаций), но и включают особенности вертикального и лате-
рального размещения осадочных и магматических формаций, отража-
ющего основные черты и стадии геологического развития того или иного-
района, а также эволюцию складчатости, магматизма, а следовательно,
ход глубинных процессов в земной коре и мантии. Таким образом,
основанные на вещественных и структурных характеристиках пред-
ставления о платформенных и в особенности геосинклинальных обла-
стях включают связи между разнообразными процессами, совокупность
которых определяет ход тектонического развития различных районов.
В нашем изложении термины «геосинклиналь», «геоантиклиналь»,
«геосинклинальные области» и т. д. обозначают структурные элементы
осадочной оболочки — геологические тела, выделенные по веществен-
ным признакам и представляющие собой ассоциации (ряды, серии)
формации.
348
Однако эти же термины применяются также для обозначения не
самих геологических тел, а связанных с ними историко-генетических
представлений. Например, из изучения распределения формаций
и мощностей осадочных толщ, а также характера их дислокаций выте-
кает представление о геосинклинали как о зоне (пространстве, поясе),
характеризующейся высокой подвижностью и контрастностью тектони-
ческих движений (Белоусов, 1954, 1962; Хайн, 1964; Бубнов, 1934,
1950; Богданов, Муратов и Хайн, 1963 и др.); на основе изучения рас-
пределения магматических тел в связи с глубинными разломами соз-
даются представления о геосинклинальных областях как площадях
высокой проницаемости (Хайн, 1964; Потапов. 1964 и др.); на основе
изучения распределения мощностей геосинклиналь часто определяется
как область глубокого прогибания и накопления мощной осадочной
толщи (Борисяк, 1924; Штилле, 1964; Наливкин, 1956 и др.) и т. д.
Все эти бытующие в геологической литературе варианты осмыслива-
ния термина «геосинклиналь» являются производными от основного
вещественного смысла этого термина, что подчеркивает правомерность
этих вариантов, расширяющих представления о геосинклинали, а с дру-
гой стороны, возможность привноси в них субъективных наслоений.
Поскольку любой структурный элемент осадочной оболочки, вы-
деленный по вещественному (формационному) признаку, мыслится как
некоторая ассоциация геологических (осадочных, магматических
и метаморфических) формаций, развитие этого структурного элемента
во времени и пространстве полностью определяется вертикальной
и латеральной последовательностью входящих в него формаций. Про-
цессы осадконакопления и магматизма поэтому следует рассматривать
как основные компоненты и главное содержание геологического разви-
тия структурного элемента, а не как явления, сопровождающие это
развитие. Представления об этапах и стадиях развития (например,
о геосинклинальной, орогенном, платформенном этапах, ранней, позд-
ней и т. д. стадиях) должны отражать последовательность формаций,
должны быть целиком основаны на изучении состава формаций и их
размещении. Этапы же и стадии, как таковые, взятые вне зависимости
от формаций, не имеют никакого смысла в изучении геологической
истории.
Связь между вещественными характеристиками структурных эле-
ментов осадочной оболочки и вытекающими из них историке-генетиче-
скими представлениями можно проиллюстрировать следующим образом.
Анализ размещения геологических (оса-
дочных и магматических) формаций,
их ассоциаций, вертикальных и лате-
ральных рядов.
4
Тектоническое районирование. Выделе-
деление структурных элементов оса-
дочной оболочки (геосинклинали, гео-
антиклинали, платформы, структурные
этажи и т. д.).
ЗЛУ
4-
Рассмотрение вертикальной и ла-
теральной последовательности
осадочных и осадочно-вулканоген-
ных формаций в данном струк-
турном элементе с учетом мощно-
стей и реконструкция эволюции
осадконакопления в процессе фор-
мирования структурного элемента.
Реконструкция хода глубинных
(колебательных, эпейрогениче-
ских) восходящих, нисходящих
и горизонтальных тектонических
движений, а также истории воз-
никновения и развития дизъюнк-
тивных, пликативных и инъектив-
мых дислокаций.
Рассмотрение вертикальной (воз-
растной) и латеральной последо-
вательности магматических фор-
маций (комплексов), в том числе
магматических формаций второго
рода (по Ю. А. Кузнецову) и ре-
конструкция эволюции магматизма
в процессе формирования данного
структурного элемента.
4
Разработка представлений о глу-
бинных процессах, сопровожда-
ющих формирование данного
структурного элемента.
ПАЛЕОТЕКТОНИЧECKOE РАЙОНИРОВАНИЕ
Важным подсобным средством при реконструкциях процессов
формирования осадочной оболочки или ее отдельных структурных
элементов является палеотектоническое районирование или составле-
ние палеотектонических карт на определенные моменты геологиче-
ского времени. При этом снимаются не только все более поздние оса-
дочные формации, но и все более поздние проявления магматизма
и результаты дислокационных процессов. Сравнением палеотектониче-
ской карты с тектонической картой может быть проиллюстрировано
•сохранение или изменение границ структурных элементов, их объеди-
нение (слияние) или раздробление, существование старых и появление
новых глубинных разломов, появление новых осадочных и магматиче-
ских формаций и т. д. Такое сравнение помогает выяснять черты уна-
•следованности тектонического развития. Если удается провести палео-
тектоническое районирование для ряда последовательных моментов
геологического времени, то сравнение серии тектонических карт поз-
воляет проследить тектоническое развитие более детально.
Большой интерес представляет тектоническое районирование,
проводимое на палинспастической топооспове (Кау, 1945; Борукаев,
1968). Палинспастические карты воссоздают взаимное расположение
на некотором хронологическом уровне геологических тел, претерпев-
ших впоследствии значительное горизонтальное смещение. Такого
рода построения особенно эффективны в областях сдвиговой тектоники
и чешуйчатого строения. Методика построений разработана еще недо-
статочно, в значительной мере зависит от общей теоретической пози-
ции исследователя и несет на себе отпечаток субъективизма. Однако
в принципе сопоставление палинспастических карт для разных хроно-
350
логических уровней открывает новые возможности при палеотектони-
ческом анализе.
Серии палеотектонических карт можно рассматривать как дина-
мические модели, иллюстрирующие тектоническое развитие той или
иной части осадочной оболочки или того или иного ее структурного'
элемента. Рассматривая такие динамические модели, можно, в част-
ности, делать выводы о миграции, разрастании или вырождении гео-
синклиналей, раздроблении платформ и т. д. Все представления об-
изменяющихся во времени структурных элементах (мигрирующих,
разрастающихся или распадающихся) являются производными от
«базисного» представления о структурных элементах осадочной обо-
лочки. как об ассоциациях геологических формаций.
ТРЕБОВАНИЕ ЦЕЛЕСООБРАЗНОСТИ ПРИ ТЕКТОНИЧЕСКОМ
РАЙОНИРОВАНИИ
Целесообразность проведения тектонического районирования
и выделения структурных элементов осадочной оболочки именно по
вещественному (формационному) составу обусловливается тем, что
главной задачей геолога являются поиски полезных ископаемых, уста-
новление закономерностей их размещения и решение различных (стра-
тиграфических: литологических, структурных и т. д.) вопросов, помо-
гающих раскрывать эти закономерности.
Целеустремленность необходима для любого районирования, а не
только для тектонического. Так, физико-географическое районирова-
ние земной поверхности «способствует проведению правильных меро-
приятий по целеустремленному изменению или освоению территорий.
Это объясняется тем, что для каждой однородной территории, для кото-
рой характерны одни и те же природные процессы, при ее хозяйствен-
ном освоении требуется строго определенный комплекс мероприятий,
учитывающий наличие именно этих природных процессов» <БСЭ, 2-е
изд., т. 35, стр. 656). Агроклиматическое районирование представляет
собой «деление территории на районы по признаку сходства и разли-
чия их климатов с точки зрения возделывания определенных культур-
ных растений» (БСЭ, 2-е изд., т. 39, стр. 655).
При геологическом районировании могут ставиться те или иные
частные задачи. Например, при сейсмическом районировании выделяют
районы различной максимальной балльности землетрясений с целью
определения особенностей и стоимости строительства сейсмостойких
сооружений. Может быть проведено с соответствующими задачами рай-
онирование по перспективам нефтеносности, калиеносности и т. д..
по типам складчатости, по типам строения земной коры, по типам гео-
физических аномалий и т. д.
Исходя из соображений целесообразности, вытекающей из народ-
нохозяйственных задач, понятно, что из многочисленных тектониче-
ских районирований (по типам складчатости, по ориентировке линей-
ных элементов структуры, по способности к дальнейшим деформациям
п т. д.) районирование именно по вещественному составу оказывается
наиболее жизненным.
------------------- ------------- . _ 351
ТРЕБОВАНИЕ СОРАЗМЕРНОСТИ ПРИ ТЕКТОНИЧЕСКОМ
РАЙОНИРОВАНИИ
При тектоническом районировании, как и при любом районирова-
нии, должно соблюдаться требование соразмерности структурных эле-
ментов. В соответствии с этим требованием все структурные элементы,
выделяемые при районировании, должны принадлежать по размерам
к одному порядку или градации, определенной так, чтобы геологические
тела, соответствующие структурным элементам, охватываемым этой
градацией, обладали бы особенностями состава, строения и происхо-
ждения, отличающими их от геологических тел больших и меньших
размеров. Например геосинклинали, геоантиклинали и т. д., прини-
маемые как структурные элементы, определенные по вещественному
составу, слагаются из геологических формаций, изучением соотноше-
ний которых выясняются особенности формирования этих структурных
элементов, такие как эволюция проявлений магматизма, смена основ-
ных морфологических типов земной поверхности и т. д.. т. е. собы-
тий, играющих важную роль в формировании осадочной оболочки
в целом.
Геологические формации, рассматриваемые как структурные эле-
менты, принадлежат к иной градации геологических тел по размерам.
Изучением соотношения слоев, пачек и массивов, слагающих форма-
цию, выясняются особенности развития формации, связанной, напри-
мер, с изменением палеогеографической обстановки, изменением рель-
ефа в пределах данного основного морфологического типа, эволюцией
магматических очагов и т. д. Изучение отдельных, небольших по сравне-
нию с размерами формаций, слоев и массивов, образующих следующую
градацию, позволяет выяснять более частные закономерности, связан-
ные, например, с формированием данного слоя (роль течений, особен-
ности диагенеза, рассортировка терригенного материала и т. д.) или
массива.
Выделение при тектоническом районировании структурных элемен-
тов, принадлежащих к различным градациям, и сопоставление их не-
посредственно друг с другом может привести к смешению понятий
и путанице в раскрытии закономерностей. Поэтому, по-видимому, необ-
ходимо при тектоническом районировании придерживаться такого по-
рядка. Вначале выделять структурные элементы одной градации. За-
тем представлять эти структурные элементы как сложные тела, выде-
ляя в их пределах структурные элементы следующей градации и т. д.
Таким образом, тектоническое районирование должно быть как бы мно-
гоступенчатым, причем в каждой градации (по размерам) геологических
тел перед ним должны ставиться самостоятельные задачи, отвечающие
характеру изучаемых в данной градации закономерностей.
ОСОБЕННОСТИ ПРОВЕДЕНИЯ ГРАНИЦ ПРИ ТЕКТОНИЧЕСКОМ
РАЙОНИРОВАНИИ ПО ВЕЩЕСТВЕННОМУ СОСТАВУ
Рассмотрим теперь вопрос о выделении структурных элементов
осадочной оболочки и о проведении границ между ними. При тектони-
ческом районировании приходится наносить не площади выходов (се-
чений) слоев и массивов, как при составлении геологических карт,
352
а проекции сложнопостроенных трехмерных тел. Здесь возникает три
вида затруднений.
1. Формации представляют собой сложные вещественные ассоциа-
ции, типы которых (формационные типы) определяются значительно
менее точно, чем тела, сложенные какой-либо одной горной породой.
В определении формаций, как это видно, например, из приведенного
в предыдущей главе определения аспидной формации (Келлер, 1949).
признаки формаций количественно не определены, что может вызывать
очень большие расхождения в проведении границ формаций в зависи-
мости от того, какое значение будет придаваться признакам, указанным
в определениях лишь в качественном смысле. Несомненно, если бы
в определения были бы включены количественные пределы этих вели-
чин, разногласия в проведении границ могли бы быть значительно сгла-
жены.
Но дело здесь не только в точности определений, а еще и в том,
что определения формаций часто включают ряд признаков (например,
мощность, характер ритмичности, содержание обломков и т. д.), и по
каждому из этих признаков, даже если они количественно будут точно
определены, границы могут быть проведены различно, т. е. контуры
формаций, проведенные по каждому из этих признаков, могут не сов-
падать. В таком случае под «границей формации» придется понимать
линию (поверхность), которой исследователь произвольно обобщает
контуры, проведенные по разным признакам. «Произвольно» в том
смысле, что для проведения обобщающей границы не существует стро-
гого правила и исследователь может при этом руководствоваться различ-
ными соображениями.
2. Тектонические районы (геосинклинальные области, платформы,
структурные этажи и т. д.) соответствуют не единичным формациям,
а их комплексам (надформации, ряды и т. д.), выделение и разграничи-
вание типов которых связано с еще большими трудностями, чем выделе-
ние формаций. По высказанным выше соображениям границы между
формационными комплексами не всегда могут проводиться однозначно.
3. Отдельные члены вертикального ряда формаций могут иметь
различные и смещенные в горизонтальной проекции контуры, что мо-
жет свидетельствовать об изменениях (сужении, расширении, мигра-
ции) площади проявления тектонических режимов, с которыми было
связано образование формаций данного ряда. В таком случае границы
тектонического района по различным возрастным или горизонтальным
срезам будут иметь несовпадающие контуры, которые при площадном
тектоническом районировании могут быть обобщены лишь с допуще-
нием некоторого произвола.
Таким образом, из-за отсутствия точных (количественных) опре-
делений типов формаций, множественности признаков их выделения
и несовпадения контуров, проведение границ между крупными струк-
турными элементами осадочной оболочки, выделяемыми по веществен-
ному (формационному) составу, в известной мере зависит от подхода
исследователя. Однако в большом количестве случаев границы крупных
структурных элементов осадочной оболочки проводятся однозначно
и объективно. Это оказывается возможным при наличии ограничива-
ющих глубинных разломов, обозначающих в ряде случаев единую
23 Заказ 206. ----------------------------------------- 353
резкостную границу формации, даже если она выделяется по многим
признакам, или формационного ряда, несмотря на то, что контуры вхо-
дящих в него формаций вообще различны и совпадают только вдоль
зоны разлома. Сказанным определяется особое значение глубинных
разломов при тектоническом районировании.
Проведение границ крупных структурных элементов осадочной
оболочки по глубинным разломам представляет такие несомненные пре-
имущества, что вполне понятна распространившаяся в течение послед-
них десятилетий тенденция проведения глубинных разломов по явно
недостаточным признакам и приписывания таким предполагаемым раз-
ломам роли ограничений структурных элементов. Отсюда часто следует
признание универсальности блокового строения осадочной оболочки.
Однако далеко не все глубинные разломы могут рассматриваться как
ограничения ее структурных элементов и далеко не все структурные
злементы ограничены глубинными разломами по всему периметру. По-
этому огромные удобства использования глубинных разломов при текто-
ническом районировании еще не снимают проблем, связанных с прове-
дением границ при отсутствии разломов. Выше была подчеркнута воз-
можная неоднозначность в проведении таких границ при современном
состоянии формационного метода. Можно даже высказать такую мысль,
что границы структурных элементов осадочной оболочки при отсут-
ствии глубинных разломов, определяющих такие границы, следует
проводить по соглашению исследователей, как это делается на страти-
графических совещаниях при определении границ между стратигра-
фическими подразделениями (системами, отделами и т. д.). Конечно,
такая ситуация и в стратиграфии и в тектонике далека до идеала.
Однако она носит, несомненно, временный характер. Ее неизбежность
и целесообразность объясняется необходимостью существования для
всех обязательных хотя бы временных научных критериев (законов),
обеспечивающих единство в исследованиях. Для достижения прогресса
в проведении границ структурных элементов осадочной оболочки, как
это следует из сказанного ранее, необходима, во-первых, разработка
количественных критериев выделения геологических формаций и ком-
плексов формаций, во-вторых, устранение множественности признаков
выделения формаций, в-третьих, разработка методики объемного тек-
тонического районирования и методики изображения объемных струк-
турных злементов. Намеченными тремя пунктами, вероятно, далеко
не исчерпывается перечень весьма трудоемких задач, которые необхо-
димо решить для достижения возможности проведения объективного
и однозначного тектонического районирования. Несомненно, однако,
что речь идет о весьма длительном исследовательском процессе, свя-
занном с разработкой новых методик, в частности с применением мате-
матических методов на основе формализации геологических понятий.
Не способствует прогрессу в указанном отношении тенденция
к расширению множества признаков, по которым выделяются струк-
турные элементы. А. А. Богданов, М. В. Муратов и В. Е. Хайн
(1963. стр. 4) пишут, например: «Чрезвычайно важный вывод, к кото-
рому часто независимо друг от друга приходят различные геологи, —
это то. что каждый из перечисленных главных структурных злементов
(т. е. геосинклинальные области, квазиплатформы, кратоны и талас-
354
сократоны)... может быть выделен не по одному какому-либо признаку,
а только по совокупности ряда общих признаков». Такими признаками
указанные исследователи считают: а) характер, темп, ритм, скорость
и площадное распространение вертикальных движений; б) характер
и время проявления складко- и разрывообразования; в) характер маг-
матизма и г) характер метаморфических процессов. Использование
такого диапазона признаков, тем более производных признаков, не
определимых однозначно и объективно, приводит к ситуации, охаракте-
ризованной С. Н. Бубновым (1960, стр. 97) следующим образом:
«О понятии геосинклиналь много писалось в последние десятилетия,
но ясного результата достигнуто не было. В этом отношении у каждого
имеется свое представление..., у каждого своя правда».
Перечисленные выше признаки весьма подходят для многосторон-
него описания, исследования и сравнения геосинклинальных областей
и других структурных элементов осадочной оболочки, но вся эта слож-
ная совокупность признаков совершенно не подходит для выделения
(или отделения друг от друга) структурных элементов.
М. М. Одинцов (1962), рассматривая соотношение платформенных
и геосинклинальных областей Европы и Сибири, пишет о неопределен-
ности критериев разграничивания этих структурных элементов, раз-
деляемых не линиями, а зонами взаимопереходов, в пределах которых
как бы происходит смещение разграничительных признаков. Неопре-
деленность понятий геосинклинали, миогеосинклинали, эвгеосинкли-
нали, применение которых «оказалось очень затруднительным, если не
невозможным, для южного обрамления Среднеземноморья еще бо-
лее трудным для восточных регионов», подчеркивают А. Фор-
Мюре и Ю. Шубер (1966, стр. 24) в связи с составлением тектонической
карты Африки. Л. Дюбертре (1966, стр. 54) прямо пишет: «Под назва-
нием геосинклиналь подразумеваются в настоящее время складчатые
системы самого различного происхождения. Это название — маска,
за которой скрывается отсутствие у нас знаний». К такому положению
несомненно ведет множественность и смешение признаков, используе-
мых для выделения структурных элементов осадочной оболочки.
ОСОБЕННОСТИ ВЫДЕЛЕНИЯ
СТРУКТУРНЫХ ЭЛЕМЕНТОВ ОСАДОЧНОЙ ОБОЛОЧКИ
КОНТИНЕНТАЛЬНЫЕ, ОКЕАНИЧЕСКИЕ,
ГЕОСИНКЛИНАЛЬНЫЕ И ПЛАТФОРМЕННЫЕ ОБЛАСТИ
В качестве главных структурных элементов осадочной оболочки
выступают континентальные и океанические области. По-видимому,
осадочная оболочка в этих областях построена существенно различно,
на что косвенно указывают многочисленные геофизические данные.
Континенты и океаны иногда рассматриваются как глубинные струк-
туры первого порядка (Хайн, 1960).
Существует мнение, согласно которому в качестве главных струк-
турных элементов осадочной оболочки включая ее континентальную
и океаническую части, могут выделяться, с одной стороны, ортогеосин-
клинали, с другой стороны, — поднятые и опущенные кратоны (талас-
сократоны) (Штилле, 1946, 1964; Шейнманн, 1965). Согласно Г. Штилле,
23*
355
все ортогёосинклйнальные системы зажаты между кратонами; орто-
геосинклинали, расположенные между двумя поднятыми кратонами,
именуются межконтинентальными, или средизем-
ными, а расположенные между поднятыми и опущенными крато-
нами — околоконтинентальными; примерами послед-
них являются ортогеосинклйнальные системы Америки. А. А. Богда-
нов, М. В. Муратов и В. Е. Хайн (1963), основываясь на представле-
ниях о подвижности различных участков океанического дна и их гео-
морфологических особенностях, выделяют океанические платформы
или талассократоны, которые противопоставляются срединным океани-
ческим орогеническим поясам. Ю. М. Шейнманн (1965) обосновывает
выделение структурных элементов океанических областей веществен-
ными характеристиками, а именно близким сходством глубинных магм
стабильных областей океанов и платформ на континентах и существен-
ном их отличии от геосинклинальных магм как на континентах, так
и в океанах (островные дуги); с этим связан интересный факт обнару-
жения на срединноокеанических хребтах гипербазитов, сходных
с гипербазитами геосинклиналей на континентах (Шейнманн, 1966).
Возможность разделения осадочной оболочки не только в пределах
континентов, но и в пределах океанов на геосинклинали и кратоны
основывается или на представлениях о различиях в механической
прочности, или на сравнительной подвижности, или на вещественных
характеристиках.
Если для океанов существующие попытки разделения осадочной
оболочки по вещественному (формационному) составу на платформы
и геосинклинальные области основано пока только на предположениях,
то на континентах в основу такого разделения положен огромный фак-
тический материал по изучению осадочных и магматических ком-
плексов.
По А. А. Борисяку (1924, стр. 4), выделение и характеристики
геосинклиналей и платформ, т. е. так называемая теория геосинкли-
налей, сыграла «крупную руководящую роль в истолковании всей исто-
рии земной коры» (осадочной оболочки). «Теория геосинклиналей, —
писал он, — построенная на обобщении тех фактов, которые дает оса-
дочная толща земной коры, внесла в историю зтой коры элементы по-
рядка и закономерности; соответственно совершенно преобразилась
та область геологии, которая излагает историю Земли, т. е. историче-
ская геология: из нагромождения фактического материала (описания
систем и разрезов) она превратилась в настоящую историю, т. е. изло-
жение последовательных ее периодов» (стр. 5).
Обобщение фактов, которые дает осадочная толща и магматические
породы, позволило А. Д. Архангельскому (1937) также прийти к вы-
воду, что основными структурными элементами «земной коры» (т. е.
осадочной оболочки) являются геосинклинальные области и платформы.
«Считаемих основными, — писал А. Д. Архангельский (1939, стр. 26).—
потому, что элементы эти глубоко качественно отличны один от другого.
Это качественное отличие появляется в зависимости от иного, неизме-
римо более интенсивного характера движений в геосинклинальных
областях по сравнению с платформенными. В результате в геосинкли-
нальных областях возникают качественно отличные от платформенных
356
формы дислокаций в виде интенсивной складчатости и другие явления
в виде метаморфизма, вулканизма, геохимических процессов, в част-
ности металлогении, и, наконец, рельефа».
Заметим, что все перечисленные элементы «качественного» разли-
чия геосинклиналей и платформ полностью основываются на «базис-
ной» их характеристике, как тел с определенным формационным соста-
вом, последовательностями и парагенезами формаций.
о ВОЗМОЖНОСТИ ВЫДЕЛЕНИЯ В КОНТИНЕНТАЛЬНОЙ ЧАСТИ
ОСАДОЧНОЙ ОБОЛОЧКИ СТРУКТУРНЫХ ЭЛЕМЕНТОВ,
ОТЛИЧНЫХ ОТ ГЕОСИНКЛИНАЛЬНЫХ И ПЛАТФОРМЕННЫХ ОБЛАСТЕЙ
И ИМЕЮЩИХ ПЕРЕХОДНЫЙ ИЛИ ПРОМЕЖУТОЧНЫЙ ХАРАКТЕР,
а также переходных и промежуточных
СТРУКТУРНЫХ ЭЛЕМЕНТОВ В ГЕОСИНКЛИНАЛЬНЫХ областях
Платформенные и геосинклинальные области являются основ-
ными структурными элементами осадочной оболочки. Существуют еще
пограничные или переходные области, в пределах которых ассоциации
геологических формаций носят смешанный или переходный характер,
не являясь ни типичными платформенными, ни типичными геосинкли-
нальными. Возникновение таких нетипичных ассоциаций может быть
связано с раздроблением окраин платформ и распространением на них
геоспнклинального тектонического режима, в частности повышением
подвижности и проницаемости.
Существуют попытки выделения пограничных или переходных
областей в качестве особых структурных элементов. Иллюстрацией
этого может служить зона сочленения Аравийской платформы и Среди-
земноморской геосинклинальной области, описанная В. Г. Казьминым
(1965). Здесь краевая зона платформы, имеющая позднедокембрийский
фундамент и отделенная от остальной более древней части платформы
системой разломов, в палеозое переживала платформенное развитие,
а затем испытала дробление и излияние лав.
В. Е. Хаиным было обращено внимание на сложное «переплетение»
расположения платформенных и геосинклинальных элементов струк-
туры Земли. «Нередко платформа, — пишет В. Е. Хайн (1951), —
вдается выступом в геосинклиналь (центральный отрезок северного
склона Большого Кавказа) или, наоборот, геосинклиналь образует за-
ливы в теле платформы (Большой Донбасс, система Вичита, Пиренеи,
Кельтиберийская геосинклиналь, Юрские горы). В некоторых случаях
переплетение участков платформенного и геосинклинального режима
является еще более сложным — среди геосинклиналей наблюдаются
изолированные участки платформенного характера (Дзирульский мас-
сив, Таримский массивит. п.) и, наоборот, среди платформы обособляются
прогибы геосинклинальной природы (Китай)» (стр. 265). В принципе
это верно, хотя вряд ли справедливо считать Юрские горы геосинклина-
лью в связи с платформенным характером слагающих их формаций,
Пиренеи же пересекают все пространство между глубоководными
впадинами Средиземного моря и Бискайского залива и сами отнюдь
не образуют залива в теле платформы.
Вряд ли можно согласиться с выделением «глыбовых» и других
переходных и пограничных зон в качестве основных структурных
357
элементов осадочной оболочки наряду с платформенными и геосинкли-
нальными областями. Во-первых, являясь переходными, эти зоны не
имеют специфической вещественной характеристики, позволяющей
их четко ограничивать, во-вторых, они несоразмерны с основными
структурными элементами осадочной оболочки.
Если иметь в виду выделение структурных элементов не осадочной
оболочки в целом, а структурных элементов геосинклинальной области,
то эти же замечания могут быть отнесены к предложению выделять
пригеосинклинальные прогибы (Мелещенко, Янов,
1960), являющиеся лишь окраинами геосинклиналей или переходными
зонами к геосинклиналям и не обладающими специфической формацион-
ной характеристикой. Пригеосинклинальные прогибы не следует выде-
лять как структурные элементы геосинклинальной области или гео-
синклиналей, но они могут рассматриваться как тектонические формы,
поскольку они «обычно окружены поднятиями» и часто отделены от
центральной части геосинклинали «барьерным поднятием и крупными
разломами». Эти же замечания следует отнести к внешним гео-
синклинальным прогибам, также не имеющим собствен-
ной формационной характеристики (их формации имеют черты геосин-
клинальных формаций и формаций межгорных впадин) и выделяемым
главным образом по положению в геосинклинальных системах (Бело-
стоцкий и др., 1959).
Сказанное относится также кфланговым и попереч-
ным зонам затухания геосинклинальных областей (Пущаровский,
1961), как носящим переходный характер и не обладающим собственной
формационной характеристикой. Понятие о фланговых и поперечных
зонах можно и следует использовать при описании геосинклинальных
областей, но для выделения этих зон в качестве самостоятельных струк-
турных элементов пока еще нет достаточных оснований.
О ВОЗМОЖНОСТИ ВЫДЕЛЕНИЯ ОБЛАСТЕЙ ГОРООБРАЗОВАНИЯ
В КАЧЕСТВЕ СТРУКТУРНЫХ ЭЛЕМЕНТОВ ОСАДОЧНОЙ ОБОЛОЧКИ
НАРЯДУ С ГЕОСИНКЛИНАЛЬНЫМИ И ПЛАТФОРМЕННЫМИ ОБЛАСТЯМИ
Рассмотрим вначале вопрос о возможности выделения наряду
с геосинклинальными и платформенными областями с их специфиче-
скими комплексами формаций также орогенных областей, охарактери-
зованных современной или «неотектонической» активизацией рельефа
(например, глыбовые зоны Г. Ф. Мирчинка, 1940). В таком случае
следует иметь в виду, что геосинклинальные и платформенные области,
точнее соответствующие им комплексы осадочных и магматических
формаций, участвуют в строении осадочной оболочки в качестве ее
структурных элементов и определяют, таким образом, ее структуру.
Эти комплексы формировались в течение длительных отрезков времени
на больших площадях и изучение их состава и соотношений позволяет
восстанавливать особенности геологического (тектонического) развития
осадочной оболочки и отдельных ее частей. Геологические тела (ком-
плексы формаций), соответствующие платформенным и геосинклиналь-
ным областям, являются итогом всего геологического развития осадоч-
ной оболочки. Что касается орогенических областей, то они предста-
вляют собой, как было совершенно справедливо отмечено А. А. Бог-
358
дановым, М. В. Муратовым, В. Е. Хаиным (1963), лить определенные
состояния, присущие этим структурным элементам на различных ста-
диях их развития.
Однако часто благодаря смешению формационных и орографиче-
ских (геотектонических) признаков ясность в этом вопросе теряется.
Это имеет место, в частности, в систематике В. Е. Хайна (I960), кото-
рый в пределах континентов выделяет подвижные пояса и ус-
тойчивые (плацидарные) площади, соответствующие плат-
формам. Подвижные пояса включают геосинклинальные
пояса — окраинно материковые (Восточно-Азиатский)
и внутриматериковые (Средиземноморский), а также
г е о а н т и к л и н а л ь н ы е пояса (Тянь-Шань, Сьерра-Невада),
впоследствии названные А. Л. Яншиным, а также В. Е. Хаиным
(1965) эпиплатформенными орогенными поясами и соответствующие
в общем орогеническим областям С. С. Шульца. По тем же причинам
трудно согласиться с С. С. Шульцем (1958), предложившим выде-
лять наряду с платформенными (материковыми, которым
свойственны преимущественно длительные поднятия, и океаниче-
скими, которым свойственны преимущественно длительные опуска-
ния) и геосинклинальными областями, еще орогенические
области или области горообразования, т. е. мобильные области диффе-
ренциальных движений с преимущественным общим поднятием. Оро-
генические области могут выделяться в качестве структурных элемен-
тов земной поверхности, а не структурных элементов осадочной обо-
лочки. Обе системы районирования (системы структурных элементов,
структуры) в принципе различны, относятся к различным объектам
и основаны на различных признаках. Сам С. С. Шульц (1958) совер-
шенно справедливо указывает, что основные различия горных стран
определяются не геологической предысторией их, а интенсивностью
современного горообразовательного процесса, и что «геосинклинальные
и орогенные области... являются самостоятельными геоструктурными
областями, имеющими собственные, часто не отвечающие друг другу
границы» (Шульц, 1966, стр. 32). Границы геосинклинальных и плат-
форменных областей, с одной стороны, и орогенических, — с другой,
могут пересекаться, чем подчеркивается принадлежность их к различ-
ным системам подразделений. Это отнюдь не означает, что геосинкли-
нальные области как структурные элементы осадочной оболочки
и орогенные области как структурные элементы рельефа поверхности
Земли не связаны друг с другом вообще. Те и другие выделяются на.
едином объекте — Земле. Связь их представляется несомненной. Од-
нако формы этой связи могут быть различными и сложными; они дол-
жны устанавливаться для конкретных случаев.
Рассматриваемый вопрос имеет второй аспект. А именно, речь может
идти о выделении наряду с геосинклинальными и платформенными ком-
плексами формаций также орогенных комплексов формаций в качестве
третьего типа структурных элементов осадочной оболочки, как это пред-
лагает Н. П. Херасков (1963). Такой подход может оказаться полезным
при объемном районировании, но при более пока распространенном пло-
щадном районировании он сопряжен со значительными трудностями.
Действительно, любая геоспнклинальная область (система), рассма-
359
триваемая как комплекс формаций, включающая не только собственно
геосинклинальные, но и орогенные формационные ряды, должна обо-
значаться на карте как орогенная область. Это касается даже таких
молодых развивающихся геосинклинальных систем, как Кавказ с их
молассовыми формациями. Таким образом, на тектонической карте
то, что сейчас обозначается как геосинклинальные складчатые области
различного возраста, будет фигурировать в качестве орогенных складча-
тых областей. Очевидно, что при площадном районировании выделение
структурных элементов третьего типа не дает никаких ясных преиму-
ществ. Вместе с тем определенно целесообразно и оправдано практикой
составления тектонических карт выделение в пределах складчатых
(геосинклинальных) областей орогенных комплексов; эти комплексы
по своим размерам могут рассматриваться лишь как структурные
элементы геосинклинальных областей, но не как структурные элементы
осадочной оболочки, соразмерные с платформенными и геосинклиналь-
ными областями. Только орогенные комплексы, образующие внутри-
континентальные впадины современных континентов, занимают обо-
собленное по отношению к платформенным и геосинклинальным обла-
стям положение. Но и в этом случае самостоятельность орогенных
комплексов еще не делает их структурными элементами осадочной
оболочки. По малости размеров эти орогенные комплексы (впадины)
в структуре осадочной оболочки могут фигурировать лишь в качестве
«включений».
ВЫДЕЛЕНИЕ СТРУКТУРНЫХ ЭЛЕМЕНТОВ
И ТЕКТОНИЧЕСКИХ ФОРМ В ПРЕДЕЛАХ
ГЕОСИНКЛИНАЛЬНЫХ И ПЛАТФОРМЕННЫХ ОБЛАСТЕЙ
Геосинклинальные области по вещественному признаку могут быть
подразделены на такие структурные элементы (тела), как геосинклина-
ли, геоантиклинали, вулканические пояса и т. д. Подразделение гео-
синклинальных областей может быть проведено также по геометриче-
скому признаку на крупные структурные или тектонические формы.
Так же как при подразделении континентальной части осадочной
оболочки на геосинклинальные и платформенные области, при подраз-
делении геосинклинальных областей вещественный признак является
основным и наиболее целесообразным, а геометрический признак —
сопутствующим.
Структурные элементы геосинклинальных областей являются круп-
ными (третьего порядка) телами, геологическое развитие которых
было длительным (эпохи и периоды); они обладают глубоким заложе-
нием и процессы, связанные с формированием по крайней мере некото-
рых из них, затрагивали такие глубокие части осадочной оболочки,
в которых могло происходить магмообразование. Подобного рода
крупные структурные элементы геосинклинальных областей, наряду
с непосредственно связанными с ними глубинными разломами, были
названы «глубинными тектоническими струк-
турами» (Пейве, 1945). Основными их признаками А. В. Пейве
считает:
1) большую глубину заложения и большое пространственное про-
тяжение, вероятное проникновение в глубину на многие десятки и пер-
360
вые сотни километров, протяженность на поверхности на сотни и пер-
вые тысячи километров;
2) длительность развития, обнимающего несколько периодов или эр;
3) типоморфность формаций осадочных и магматических горных
пород для положительных и отрицательных глубинных структурных
форм.
В качестве структурных элементов геосинклинальных областей
или входящих в их состав «складчатых сооружений» (геосинклинальных
систем) можно рассматривать структурно-формационные
зоны. В. Е. Хайн (1964) правильно подчеркивает преимущество
этого наименования по отношению к соответствующему более старому
термину — «структурно-фациальная зона». В. Е.Хаин
отмечает, что общность между складчатыми сооружениями заключается
в том, что они состоят из структурно-формационных зон, а каждая из
них сложена формациями определенных типов. Различия между склад-
чатыми сооружениями В. Е. Хайн усматривает, в частности, в различ-
ной полноте развития структурно-формационных зон, зависящей от
истории развития данной геосинклинальной системы, и в различной
последовательности их расположения.
Разделение платформенных областей в силу отмеченной в предыду-
щей главе «неспецифичности» формаций проводится обычно по геомет-
рическому признаку с выделением таких крупных тектонических форм,
как синеклизы и антеклизы. Сравнительно небольшие формационные
различия не позволяют их отчетливо выделять как геологические тела
с различным вещественным составом. По вещественному составу внутри
платформенной области оказывается возможным выделить лишь уча-
стки (тела), геологическое развитие которых имело свои особенности
в связи с раздробленностью и повышенной проницаемостью осадочной,
оболочки (например, авлакогены, трапповые комплексы и т. д.).
СТРУКТУРНЫЕ ЭТАЖИ
При рассмотрении строения осадочной оболочки в качестве ее
структурных элементов выступают также структурные этажи
или структурные ярусы. Эти названия, часто применяв-
шиеся для обозначения толщ, разделенных поверхностями несогласий
и отличающихся по своей внутренней структуре, сейчас все больше
и больше применяются для обозначения крупных слоев осадочной
оболочки, отличающихся друг от друга формационным составом, сте-
пенью метаморфизма, а также обычно интенсивностью и планом текто-
нических дислокаций. Основным для выделения структурных этажей
(ярусов) следует считать не хроностратиграфическую принадлежность,
а вещественный признак (формационный состав), способный более пол-
но отражать этапы геологического развития, соответствующие их (яру-
сов) последовательности. Структурные этажи обычно отделяются друт
от друга крупными региональными несогласиями. В разрезах платфор-
менных областей нижний структурный этаж представляет складчатое
основание или фундамент платформы, верхний — ее платформенный
чехол. Различия между этими основными структурными этажами плат-
форм существенны и выражаются, в частности, в значительно большей
361
по сравнению с чехлом степени метаморфизованности и дислоцирован-
ное™ пород фундамента.
А. А. Богданов (1963, стр. 13) структурные этажи помещает в ряд
«структурных таксономических единиц, выделяемых как в пределах
складчатых областей, так и платформ». Высшими членами ряда являются
мегакомплексы, имеющие планетарное распространение и
охватывающие по времени формирования несколько эр (фундаменты
и чехлы древних платформ, совокупность складчатых систем от байкаль-
ской до альпийской. Далее следуют складчатые комплексы
(складчатые системы) — «самые важные и конкретные подразделения
в структуре земной коры», например, байкальский, каледонский и дру-
гие комплексы; они характеризуются площадью распространения,
главнейшими простираниями, типом вергенций и отделяются от выше-
и нижележащих комплексов поверхностями несогласий. Низшими
таксономическими единицами этого ряда являются структурные
этажи (например, молассы краевых прогибов), выделяемые в преде-
лах складчатых систем, и структурные подъэтажи,
выделяемые в пределах структурно-формационных зон и обычно со-
ответствующие одной формации (например, майкопская свита Кавказа,
динантские известняки Бельгии).
На выделении структурных этажей основаны первые попытки
объемного районирования осадочной оболочки. Так, М. В. Муратов
(1963) различает в геосинклинальных областях Евразии три главных
структурных комплекса («как бы три этажа»): 1) комплекс ос-
нования, образованный в верхнедокембрийских и палеозойских
складчатых областях только докембрием, а в Тихоокеанской области
породами с возрастом от докембрия до нижнего мела; 2) главны й
геосинклинальный комплекс, несогласно располага-
ющийся на структурных элементах комплекса основания и имеющий
различный (байкальский, каледонский и т. д.) возраст и 3) м о л а с-
совый комплекс, которым сложены с поверхности межгорные
депрессии и краевые прогибы. Комплексам отвечают три основных
этапа развития геосинклинальных областей: архикогеосин-
клинальный (от греч. архикос — начальный), главный
геосинклинальный и тэликогеосинклиналь-
н ы й (от греч. тэликос — заключительный), именуемый часто оро-
генным.
На основании выделения складчатых комплексов было проведено
•объемное тектоническое районирование территории Сибири (Косыгин
и Парфенов, 1965).
РАЗДЕЛЕНИЕ ГЕОСИНКЛИНАЛЬНЫХ И ПЛАТФОРМЕННЫХ ОБЛАСТЕЙ
ПО ВОЗРАСТУ. ДРЕВНИЕ И МОЛОДЫЕ ПЛАТФОРМЫ
При тектоническом районировании континентов принято разделе-
ние геосинклинальных областей по возрасту складчатости, точнее
говоря, по времени завершения геосинклинального развития или по
времени консолидации. Такое разделение геосинклинальных областей
имеет не только исторический (временной), но и структурный аспект.
Выделяя области каледонского геосинклинального развития, мы имеем
362
в виду не только то, что в их пределах это развитие закончилось к концу
нижнего палеозоя, но также и то, что структурный этаж, образованный
геосинклинальными формациями, включает отложения не моложе
силурийских; если же здесь существуют более верхние структурные
этажи, то они не содержат формаций геосинклинальной группы, соот-
ветствующих им интрузивных проявлений и рудных месторождений.
Выделение областей с различным возрастом складчатости в настоящее
время проводится на основании изучения распределения геологических
формаций в структуре осадочной оболочки. Таким образом, выделение
различных по возрасту геосинклинальных областей представляет собой
выделение структурных элементов осадочной оболочки по веществен-
ному составу и внутренней структуре.
На ранних же этапах развития тектоники при тектоническом рай-
онированйи по времени консолидации (возрасту складчатости) имелся
в виду не вещественный состав в петрографическом (формационном)
смысле, а изменение механических свойств. Так, Г. Штилле (1920,
1964) подразделял территорию Европы на архео-Европу, консолиди-
рованную в докембрии, палео-Европу (каледонская консолидация),
мезо-Европу (варисская консолидация) и нео-Европу. Под «консоли-
дацией», время которой клалось в основу районирования, подразуме-
валось состояние, при котором невозможно проявление альпинотипной,
а только в крайнем случае германотипной складчатости.
При составлении тектонических карт Евразии полностью учитыва-
лось распределение геологических формаций и выделялись области
дорифейской (с подразделениями), байкальской, каледонской, герцин-
ской, мезозойской складчатостей, а также Альпийская и Тихоокеанская
области кайнозойской складчатости. «При составлении карты за основу
разделения по возрасту палеозойских складчатых сооружений на кале-
дониды и герциниды принят формационный анализ разреза, причем
главным образом формационный характер девонских отложений...
зоны, в пределах которых девон целиком или в значительной своей
части представлен континентальными красноцветными или красно-
цветно-эффузивными формациями, отнесены к каледонидам. Те же
области и зоны, в пределах которых девон представлен морскими
геосинклинальными формациями (терригенными, известняковыми или
вулканогенными), даже если он залегает с несогласием на силуре и
более древних отложениях отнесены к герцинидам» (Яншин, 1966,
стр. 18). Очевидно, что здесь под терминами «каледониды» и «герци-
ниды» лишь зашифрованы понятия о формационных рядах. Области
других разновозрастных складчатостей выделялись на этой карте по
типам формаций и строению разрезов.
Области платформенного строения всегда имеют верхний слабо-
дислоцированный структурный ярус, сложенный платформенными фор-
мациями (платформенный чехол), и фундамент, образованный форма-
циями геосинклинального типа. Области платформенного строения
можно различать по возрасту фундамента.
Н. С. Шатский (1939) по этому признаку выделял мезозойские,
герцинские, каледонские платформы, которые он называл молодыми,
и древние платформы. Однако определение платформы по возрасту
фундамента в этой шкале имеет смысл только для древних платформ,
363
поскольку в их пределах фундамент всегда имеет докембрийский и толь-
ко докембрийский возраст. Для областей платформенного строения,
в пределах которых чехлы расположены на фундаментах более молодого
формирования, определение платформы по возрасту фундамента не
имеет смысла, так как в этом случае чехлы, имеющие вид огромных
плоских синклинальных линз, располагаются на разновозрастном
фундаменте. При этом контуры чехлов обычно не согласуются с очерта-
ниями структурных элементов фундамента. По этим соображениям
возраст областей платформенного строения с фундаментом более моло-
дым, чем докембрийский, правильнее определить по времени формиро-
вания их чехлов.
Иная система обозначения платформ, предложенная М. М. Тетяе-
вым и поддерживаемая В. В. Белоусовым, основывается не на струк-
турных особенностях платформ, а на их положении в пространстве
относительно складчатых зон. Например, Русская платформа в ниж-
нем палеозое является относительно каледонской складчатой зоны
Норвегии — каледонской платформой, в верхнем палеозое относительно
складчатой системы Урала — герцинской платформой и, наконец,
в последнее время относительно Крымской и Кавказской складчатых
систем — альпийской платформой.
Таким образом, структурное, вещественное содержание понятия
платформы исчезает, заменяясь представлением об относительном про-
странственном положении именуемого платформой (для данного этапа)
участка осадочной оболочки. Очевидно, что эта система наименований
разновозрастных платформ в силу своей неконкретности непригодна
для структурного расчленения и анализа развития структуры осадоч-
ной оболочки.
Так как в разных системах наименований платформ одни и те же
термины соответствовали различным понятиям: каледонской платфор-
мой в одном случае называлась платформа (как структурный элемент),
складчатый фундамент которой сформировался в нижнем палеозое,
в других случаях — область (лишь на определенном ее этапе), облада-
вшая «платформенными» свойствами в нижнем палеозое и взятая отно-
сительно складчатой зоны, формировавшейся в нижнем палеозое,
Н. С. Шатский позднее для устранения возможной путаницы предло-
жил новую систему наименования разновозрастных платформ. Э пи-
каледонскими он предложил называть платформы, чехлы
которых формировались в после каледонское время, э п и г е р ц и н-
скими и эпи мезозойским и —платформы, чехлы которых
формировались соответственно в послегерцинское и в послемезозой-
ское (по М. В. Муратову, 1965, в посленижнемеловое) время. Здесь
в основу уже был положен принцип разделения областей платформен-
ного строения по возрасту их платформенных чехлов.
Области платформенного строения с фундаментом, более молодым,
чем докембрийский, здесь будут именоваться в отличие от древних
платформ или собственно платформ молодыми п л а т ф о р -
м а м и.
Один и тот же участок поверхности Земли при наличии платформен-
ного чехла может относиться как к геосинклинальной области, так
364 —-------------------------------------------------------
Все о геологии
http://geo.web.ru/
и к области платформенного строения. Иными словами, участки гео-
синклинальном области, имеющие платформенный чехол, могут рас-
сматриваться как области платформенного строения. Поэтому при
тектоническом районировании поверхности осадочной оболочки не пред-
ставляется возможным одновременное выделение геосинклинальных
областей различного возраста и областей платформенного строения
различного возраста. Такие области будут пересекаться между собой,
что создаст путаницу. Например, контуры эпигерцинской платформен-
ной области Западно-Сибирской низменности пересекутся с контурами
дорифейских, байкальских, каледонских и герцинских областей гео-
синклинального строения. Поэтому во избежание неясностей на тек-
тонических картах принято выделять области по возрасту их геосин-
клинального развития (возрасту складчатости, времени завершения
геосинклинального развития). Такое районирование обеспечивает струк-
турно-вещественную характеристику выделяемых структурных эле-
ментов.
Ввиду того, что области докембрийского геосинклинального раз-
вития существенно отличаются от более молодых областей (по распро-
странению и степени метаморфизма, гранитизации, наличию особых
геологических формаций, жесткости фундамента и связанных с нею
особенностей чехла), нами они рассматриваются отдельно под названием
древних платформ. Особенности строения древних платформ,
их обычно ясные ограничения, определяемые, как правило, крупными
разломами, позволяют четко выделять их в качестве структурных элемен-
тов осадочной оболочки. Однако в тех случаях, когда краевые выступы
фундамента древних платформ соприкасаются по разлому с приподнятым
комплексом основания смежной геосинклинальной области, проведение
границы платформы сопряжено с трудностями. Это, в частности, имеет
место для южного ограничения Сибирской платформы (Главный Саянский
разлом и Южно-Ллданский краевой шов), где различия между алдан-
ским и шарыжелгайским комплексами фундамента платформы и ста-
новым и сопоставляемыми с ним комплексами основания геосинклинали
не всегда отчетливы и иногда связываются не с первичным петрогра-
фическим составом, а с характером метаморфизма.
В качестве структурных элементов другого класса описаны гео-
синклинальные области, формировавшиеся в неогее. Особое внимание
обращено на молодые платформы, чехлы которых занимают отдельные
участки этих геосинклинальных областей и частично распространяются
на территории древних платформ.
О ВОЗМОЖНОСТИ РАЗДЕЛЕНИЯ ПЛАТФОРМЕННЫХ ОБЛАСТЕЙ
ПО СТЕПЕНИ УСТОЙЧИВОСТИ
Платформенные области в целом являются наиболее устойчивыми
участками осадочной оболочкп, что проявляется в формировании плат-
форменного чехла на том этапе развития платформенной области,
который соответствует наибольшей ее устойчивости. Однако платфор-
менные области или части их могут отличаться степенью своей устой-
чивости. Например, наличие дробящих платформы глубинных разло-
мов, магматические проявления на платформах, связанные с появлением
365
в их пределах зон проницаемости, свидетельствуют о сниженной
степени устойчивости платформ. Учитывая сказанное, Ю. М. Пуща-
ровский (1960) и В. Е. Хайн (1960) предлагают различать устой-
чивыеи подвижныеплатформы. К первым В. Е. Хайн
относит Русскую и Североамериканскую древние платформы и Сибир-
ско-Казахстанскую и Салаирскую «молодые платформы», ко вторым —
Сибирскую, Китайскую и Африканскую древние платформы и Запад-
ноевропейскую и Монголо-Манчжурскую «молодые платформы». Осо-
бенностями подвижных платформ являются: 1) широкое поверхностное
проявление глубинных разломов, обусловливающих блоковое стро-
ение не только фундамента, но и чехла; 2) массовое распространение
наложенных впадин (Тунгусская, Ордосская, Конго); 3) преобладание
в чехле красноцветных или угленосных формаций, образовавшихся
за счет разрушения средневысотных глыбовых гор; 4) широкое рас-
пространение траппов и интрузий лополитовой или кольцевой формы
повышенной основности и щелочности; 5) блоковая складчатость
саксонского (иеншанского) типа.
В принципе предложение о различении платформенных областей
по степени их устойчивости заслуживает большого внимания. Однако
правильность конкретного отнесения платформенных областей к тому
или иному классу вызывает сомнение. Например, можно ли считать
устойчивой Русскую платформу, имея в виду, что на ней развивалась
сеть авлакогенов с большими магматическими проявлениями, а на
юге в ее теле возникла система Большого Донбасса, активно разви-
вавшаяся в течение нескольких периодов и также сопровождавшаяся
магматизмом. То же следует сказать и насчет Североамериканской
платформы, западная окраина которой в пределах широкой полосы
подверглась длительному и интенсивному дроблению (Скалистые
горы); в теле платформы возник глубокий прогиб Вичита, во многом
подобный прогибу Большого Донбасса.
Приведенные примеры говорят не в пользу разделения платформ
на устойчивые и подвижные. Правильнее говорить о подвижности
платформ в определенных их участках на определенных отрезках гео-
логического времени.
ОБЛАСТИ
ГЕОСИНКЛИНАЛЬНОГО СТРОЕНИЯ
Геосинклинальные области рассматриваются нами как крупные
геологические тела или системы тел, выделяемые по формационным
характеристикам в качестве структурных элементов осадочной обо-
лочки. Геосинклинальные области в свою очередь могут быть разделены
на тела меньших размеров, которые можно рассматривать как струк-
турные элементы геосинклинальных областей. Существует определен-
ная соподчиненность (таксономия) структурных элементов, которые
принято выделять при тектоническом районировании геосинклиналь-
ных областей. Так, в качестве наиболее крупной единицы выделяют
геосинклинальные области, которые состоят из геосинклинальных
систем и срединных массивов. Геосинклинальные системы состоят
из геосинклиналей и геоантиклиналей. Эта таксономия, как и таксо-
номия формаций, только лишь намечена, соотношения ее рангов недо-
366
егаточно определены, в использовании рангов и обозначающих их
терминов часто наблюдается произвольный подход. Термины «геосин-
клинальная область» и «геосинклиналь» иногда применяются для
обозначения любых размеров областей геосинклинального строения
и в таком случае никаким рангам не соответствуют. Кроме того, в ли-
тературе встречаются различные наименования одних и тех же объек-
тов, например Уральская геосинклиналь и Уральская геосинклиналь-
ная система, Монголо-Охотский пояс и Монголо-Охотская система
и т. д.
ГЕОСПИКЛИНАЛЬПЫЕ ОБЛАСТИ,
ПОЯСА И СИСТЕМЫ
К наиболее крупному рангу структурных элементов осадочной
оболочки, обладающих геосинклинальным строением, относится г е о -
синклинальный пояс (Хайн, Шейнманн, 1960), или г е о син-
клинальный складчатыйпояс (Муратов, 1965). Геосин-
клинальный пояс определяется как крупный участок осадочной обо-
лочки, ограниченный только древними платформами, в состав которого
входят молодые и древние складчатые сооружения, имеющие единый
план. В качестве примера складчатого пояса В. Е. Хайн и Ю. М. Шейн-
манн приводят совокупность каледонид, герцинид и альпид Европы,
Северной Африки и Передней Азии. М. В. Муратов на континентах
Евразии насчитывает четыре геосинклинальных складчатых пояса:
Средиземноморский, Урало-Монгольский (включающий Западно-Си-
бирскую и Туранскую молодые платформы), Тихоокеанский и Атлан-
тический (включая каледониды Норвегии). Оценивая размеры опре-
деленных таким образом геосинклинальных поясов, мы считаем,
что они принадлежат к I порядку по площади (см. гл. I).
А. Д. Архангельский и др. (1937) структурные элементы этого
ранга именовали геосинклинальными областями. Так,
они писали об огромной Срединной геосинклинальной области Евразии,
«которая тянулась в широтном направлении в средней полосе совре-
менного Азиатского материка и на западе переходила в аналогичные
области Западной Европы, а на востоке сливалась с геосинклинальными
пространствами Дальнего Востока» (стр. 113). Ими выделялись также
Урало-Сибирская геосинклинальная область между Русской и Сибир-
ской древними платформами, геосинклинальная область Северо-Во-
стока Азии; вместе с тем они говорили о Монголо-Охотской, Вер-
хояно-Колымской, Уральской геосинклинальных областях и Монголо-
Охотском геосинклинальном поясе. Таким образом, понятие геосинкли-
нальной области в представлении А. Д. Архангельского охватывало
достаточно широкую градацию геосинклинальных структурных элемен-
тов по ихразмерам, атермин«геосинклинальныйпояс» применялсяв чисто
морфологическом смысле и обозначал линейное расположение структур-
ных форм. Подобно этому и М. М.Тетяев (1961) объединял под назва-
нием геосинклинального пояса изолированные геосинклинали, воз-
никающие более или менее по простиранию друг друга и разделенные
формами типа синеклиз; в качестве примера он приводил сочетание Юж-
ного Крыма, Северного Кавказа и Копет-Дага.
Введение понятия геосинклинального пояса, как высшей таксо-
номической единицы, представляет собой определенный шаг по упоря-
367
дочению рангов геосинклинальных структурных элементов. Соотноше-
ния между геосинклинальными поясами и геосинклинальными об-
ластями как структурными элементами разных рангов можно пояснить
таким примером: Тихоокеанский геосинклинальный пояс включает
Верхояно-Чукотскую геосинклинальную область. Однако вообще для
разделения геосинклинального пояса на геосинклинальные области
пока четкие рецепты отсутствуют. По-видимому, важным критерием
для выделения геосинклинальных областей должен служить так назы-
ваемый «возраст складчатости», выражающий этажность строения
и формационный состав структурных этажей, т. е. определенную
структурно-вещественную характеристику области. Геосинклинальные
области в свою очередь могут быть подразделены на структурные эле-
менты следующего ранга. А. Д. Архангельским и др. (1937) такая
возможность была намечена лишь в самом общем виде.
Было указано на существование «средних масс», подразделяющих
геосинклинальную область на «ветви», геологическое развитие которых
может быть независимым и различным. Н. С. Шатским позднее была
уточнена основа расчленения геосинклинальных областей. Им было
определено, что в состав геосинклинальных областей («для каждой
геологической ступени развития») входят все геосинклинальные си-
стемы (состоящие из геосинклиналей и геоантиклиналей) и внутренние
геосинклинальные массивы. Геосинклинальными систе-
ма м и Н. С. Шатский предложил называть «комплексы таких геосин-
клиналей и геоантиклиналей, развитие которых приводит к образова-
нию определенных складчатых систем (Урал, Аппалачи, Главный
Кавказ с окраинными прогибами и др.); геосинклинали и геоантикли-
нали таких систем тесно связаны друг с другом единым направлением
их развития, единой эпохой «замыкания» и часто общими чертами по-
следующего платформенного развития (Шатский, 1946, стр. 605).
Геосинклинальные системы и области после складчатости иногда
именуются соответственно складчатыми системами и складчатыми
областями (Богданов, Муратов и Хайн, 1963).
Схема более детального расчленения геосинклинальных областей
(«складчатых сооружений») была предложена В. Е. Хаиным (1964),
который выделяет древние ядра (централиды) (Ц), внутренние зоны
(интерниды, метаморфиды) (И), внешние зоны (экстериды) (Э), ней-
тралиды (Н), древние глыбы, краевые массивы (КМ), передовые про-
гибы (ППр), срединные массивы (СМ) и межгорные прогибы (МПр).
Используя приведенные в скобках индексы, В. Е. Хайн вводит поня-
тие о формуле строения складчатого с о о р у ж е-
н и я, например, для центральной части Большого Кавказа: ППр —
КМ — Ц — И — Э и МПр. Эта схема расчленения геосинклиналь-
ных областей («складчатых сооружений») представляется излишне
детальной.
При составлении тектонических карт с большим успехом исполь-
зуется схема Н. С. Шатского с выделением срединных массивов и гео-
синклинальных систем, которые в свою очередь могут быть расчленены
более дробно.
368
ГЕОСИНКЛИНАЛИ И ГЕОАНТИКЛИНАЛИ
Геосинклинали и геоантиклинали представляют собой основные
структурные элементы, образующие геосинклинальные системы и гео-
синклинальные области. Геосинклинали представляют собой относи-
тельно опущенные, а геоантиклинали — относительно поднятые блоки
в сложной мозаике глыб геосинклинальной системы или области,
представленные существенно различными рядами формаций. Наиболее
полные определения геосинклиналей и геоантиклиналей были сфор-
мулированы Н. С. Шатским (1946).
Под геосинклиналями Н. С. Шатский (1946, стр. 604) понимал
«простые синклиналеобразные формы, обладающие длительным про-
гибанием, в результате которого образуются очень мощные призмы
осадочных и магматических пород». Геосинклиналям, по Н. С. Шат-
скому, свойственны определенные типичные формации, в частности
зеленокаменная, джеспилитовая и яшмовая, глинисто-сланцевая,
флишевая, молассовая. Геосинклинали могут иметь форму узких
длинных желобов или же обладать изометрической угловатой или оваль-
ной формой (например, верхнепалеозойский геосинклинальный прогиб
между Балхашем и Чингизтау).
Геоантиклинали, по Н. С. Шатскому, представляют собой положи-
тельные аналоги геосинклиналей линейной или изометрической формы.
«Самым существенным отличием геоантиклиналей от соседних геосин-
клиналей является то, что формации, которыми сложены эти положи-
тельные структуры, чрезвычайно резко отличаются от формаций
сопряженных с ними геосинклиналей» (Шатский, 1946, стр. 605). В раз-
резах геосинклиналей наблюдаются большие мощности и слабое раз-
витие перерывов, в разрезах же геоантиклиналей — малые мощности,
частые перерывы и несогласия. Специфичны формации геоантикли-
налей: характерны карбонатные и эффузивные толщи.
Следует оговориться, что Н. С. Шатским рассматривались частные
случаи; в действительности, формационные различия геосинклиналей
и геоантиклиналей часто носят не абсолютный, а относительный ха-
рактер. Так, например, некоторым геосинклиналям свойственны кар-
бонатные формации (известняковые и карбонатные геосинклинали
М. В. Муратова), а смежным геоантиклиналям — те же карбонатные
формации, а также терригенные формации с меньшими мощностями
и прерывистым разрезом. Как для линейных геосинклиналей, так и для
линейных геоантиклиналей характерны выдержанность фаций по
простиранию и быстрая их изменчивость вкрест простирания.
По материалам исследований палеозойских складчатых сооруже-
ний Урало-Тяньшанской области А. В. Пейве (1948) дал определения
геосинклиналей и геоантиклиналей, включающие данные об их раз-
мерах.
Геосинклинали, которые по своему положению могут
быть внутренними или краевыми, представляют собой линейные, часто
асимметричные борозды в земной коре шириной 50—150 км, длиной
до 2000 км. В геосинклиналях «развиты почти исключительно морские
отложения суммарной мощностью от 4 до 8 км. Во внутренних геосин-
клиналях большое значение имеют вулканические породы, слабораз-
24 Заказ 206.------------------------------------—- 369
витые или отсутствующие в краевых геосинклиналях. Характерны
следующие формации: 1) молассовая, 2) флишевая, 3) рифовых и пели-
•гоморфных известняков, 4) терригенных сероцветных морских отло-
жений, 5) яшмовая и 6) спилито-кератофировая». В геосинклиналях
развиты сжатые складки. Обычны изоклинальная складчатость, кливаж,
рассланцованность и значительный метаморфизм.
Г е о а н т и к л и н а л и представляют собой линейные, часто
асимметричные гребни земной коры шириной 50—150 км, длиной до
2000 км. «Складчатость сильная, того же типа, что и в геосинклиналях;
многочисленны разрывы, вдоль которых дислокации усиливаются.
Рассланцованность и метаморфизм значительно сильнее, чем в геосин
клиналях». «Типоморфными являются формации известняков и грубых
терригенных отложений. Мощность формации но сравнению с геосин-
клиналями в два-четыре раза меньше. Характерны перерывы и раз-
мывы во время отложения осадков. Отдельные части геосинклиналей
являются зонами длительной интенсивной денудации, обнимавшей
докембрийский фундамент».
Геосинклинали и геоантиклинали А. В. Пейве соответствуют
негативным и позитивным зонам геосинклиналей так, как их ранее
определил В. А. Николаев (1944).
Широко применяются термины, обозначающие типы геосинклина-
лей, выделенные Г. Штилле.
Под ортогеосинклиналями Г. Штилле (1964, стр. 268)
понимает близ- или межконтинентальные геосинклинали, способные
к альпинотипной складчатости и часто сопровождаемые начальным
магматизмом; они обладают значительным продольным протяжением
и являются материнскими по отношению к складчатым горным сооруже-
ниям. Ортогеосинклинали обычно состоят из продольных эвгеосинкли-
нальных и миогеосинклинальных зон.
Эвгеосинклинальные зоны (по Г. Штилле, 1964,
стр. 242) — «более подвижные зоны геосинклинальных систем, обычно
прежде всего вовлекаемые в складчатость. Для них характерен началь-
ный магматизм и вообще полимагматическое развитие», т. е. обычные
проявления магматизма начального, синорогенного и субсеквентного.
Миогеосинклинальные зоны (по Г. Штилле, 1964,
стр. 268) — «более краевые, в большинстве своем миомагматические,
вплоть до амагматических, продольные зоны геосинклинальных систем.
Их известная меньшая геосинклинальность проявляется уже в том,
что они обычно вовлекаются в складчатость после соседних с нимиэвгео-
синклинальных зон».
В советскую геологическую практику термины «эвгеосинклиналь»
и «миогеосинклиналь», позволяющие выделять две группы геосинкли-
налей по вещественному признаку, вошли сравнительно недавно.
Во всяком случае в работах при составлении тектонических карт
в 1956—1962 гг. они еще не применялись.
А. А. Богданов (1961, 1965), основываясь на опыте работ в Казах-
стане и Средней Азии, определяет эвгеосинклинали как наиболее
подвижные зоны геосинклинальных систем, обладающие внутренней
резко выраженной продольной структурно-фациальной зональностью
с широким развитием вулканогенных (офиолитовая, спилито-керато-
370
фировая) и вулканогенно-осадочных (кремнистые) формации огромных
мощностей, зеленокаменного метаморфизма и напряженной складча-
тости.
Миогеосинклинали, по А. А. Богданову, характеризуются меньшей
подвижностью и меньшей дифференцированностью, чем эвгеосинкли-
нали, слабым магматизмом, временным проявлением андезитового маг-
матизма, преобладанием осадочных формаций (аспидных сланцев,
известняковой, граувакковой, причем флиш характерен как для миогео-
синклиналей, так и для эвгеосинклиналей), слабым метаморфизмом,
простыми формами линейной складчатости. А. А. Богданов отмечает,
что сформулированные Г. Штилле для мио- и эвгеосинклиналей такие
признаки, как их центральное или более краевое положение в гео-
синклинальной области и различное время вовлечения их в складча-
тость, не могут быть приняты как руководящие. А. А. Богданов (1965)
указывает, что «для каждой эпохи (цикла) характерно свое расположе-
ние эе- и миогеосинклинальных зон. . .» и что «возможны случаи
как непосредственного примыкания к рамам эвгеосинклиналей, так
и, наоборот, центрального положения миогеосинклиналей» (стр. 37).
Признаки каждой конкретной мио- и эвгеосинклинали «характери-
зуются большой индивидуальностью. . ., каждая конкретная зона
обладает своими, присущими ей чертами, которые совершенно невоз-
можно полностью распространить па другие, даже очень похожие на
нее зоны. Постоянными при этом сохраняются только лишь самые
общие, самые главные черты» (Богданов, 1965, стр. 38); само выделе-
ние мио- и эвгеосинклиналей часто рассматривается как значительная
схематизация, так как в действительности число типов геосинклиналь-
ных прогибов значительно больше (Богданов, Гамкрелидзе, Муратов,
Хайн, 1966).
А. А. Богданов, ссылаясь на Р. Трюмпи, считает целесообразным
выделение в качестве промежуточного типа лептогеосинклп-
н а л е й. Однако сам Р. Трюмпи (1965) так называет эвгеосинклиналь
с накоплением маломощных отложений (лептос — тонкий). «Альпий-
ские геологи вслед за Огом, — пишет Р. Трюмпи, — считают, что осад-
конакопление в подлинных эвгеосинклиналях могло истощиться
по мере того, как по той или иной причине уменьшался привнес обло-
мочного материала и устанавливались условия, неблагоприятные
для скелетных или раковинных донных организмов» (стр. 44—45).
Если не считать, что в эвгеосинклиналях обязательно должно быть
аномально быстрое осадконакопление, то термин «лептогеосинклиналь»,
по мнению Р. Трюмпи, не нужен. Однако следует отметить, что в пос-
леднее время термин «лептогеосинклиналь» получил широкое распро-
странение в западноевропейской геологической литературе для обозна-
чения некомпенсированных глубоководных геосинклинальных про-
гибов.
Особая систематизация геосинклиналей разработана М. Кэем
(1955) на примере Североамериканского континента и на основе раннего
определения Дэна, понимавшего под геосинклиналью любой бассейн
с накоплением мощных осадочных толщ независимо от того,
происходило ли здесь впоследствии горообразование. Под геосинкли-
налями М. Кэй понимает все поверхности регионального прогиба-
24*
371
ния как в пределах геосинклинальных областей (в нашем смысле),
так и на платформах.
Тектоническая специфичность Североамериканского континента
заключается в том, что он представлен древней платформой с узкой
линейной оторочкой геосинклинальных систем, соответствующей по-
бережьям континента; геосинклинальные области в полном объеме
(как, например, Урало-Тяныпанская) здесь не представлены. Эти
особенности Северной Америки нашли отражение в классификации
М. Кэя. Используя терминологию Г. Штилле, М. Кэп ортогеосин-
клиналями (настоящими геосинклиналями) называет «краевые
линейные или дугообразные геосинклинали». Ортогеосинклинали им
делятся на эвгеосинклинали и м и о г е о с п и к л и-
н а л и.
«Эвгеосинклиналь есть поверхность, глубоко опущенная в поясе
с активным вулканизмом, миогеосинклиналь же — поверхность в поясе,
лишенном активного вулканизма. Так как вулканические породы
практически отсутствуют в ортогеосинклиналях, которые примыкают
к Североамериканскому древнепалеозойскому кратону, то они, таким
образом, являются миогеосинклиналями» (Кэй, 1955, стр. 9). Здесь
надо подчеркнуть, что для миогеосинклиналей как геосинклиналей,
лишенных вулканизма, краевое положение по отношению к древней
платформе наблюдаемое в Северной Америке, где не представлены цен-
тральные части геосинклинальных областей, вообще не может быть
признано исключительно характерным.
М. Кэем (1955) выделяются, кроме того, эпиэвгеосинклинали,
тафрогеосинклинали и экзогеосинклинали (о которых будет сказано
при рассмотрении структурных элементов верхнего структурного
этажа геосинклинальных областей) и автогеосинклинали, зевгеосин-
клинали и паралиогеосинклинали (о которых будет сказано при рас-
смотрении платформенных областей).
С развитием формационного метода при определениях геосинкли-
налей на первое место начинает выступать их вещественная характери-
стика. «Условия образования отдельных прогибов и характерные
черты истории их развития наиболее четко проявляются в составе
и последовательности заполняющих их геологических формаций» —
пишет М. В. Муратов (1962, стр. 1151), предложивший различать про-
гибы по ведущей наиболее типичной для каждого данного прогиба
формации. Для альпийской складчатой области И. В. Муратов (1962)
предлагает различать четыре типа геосинклинальных прогибов: 1) вул-
каногенные, заполненные мощными толщами основных эффузивов
(спилитов и диабазов) и их туфов или же среднего состава эффузивами
(порфиритами) и их туфами, которые сопровождаются кремнистыми
породами (яшмами, кремнистыми туфами, кремнистыми сланцами),
а также осадочными породами (аргиллитами, песчаниками, известня-
ками); 2) аргиллитогенные, заполненные глинистыми сланцами с под-
чиненными прослоями песчаников, реже известняков и толщами эффу-
зивов, чаще туфов (Крымско-Кавказский прогиб); 3) карбонатогенные
и 4) флишегенные. Еще ранее М. В. Муратов (1948) выделял для Кавказа
и Крыма флишевые, зеленокаменные и известняковые геосин-
клинали.
.372 ----------------------------------------------------------
В отличие от классификаций, использующих собственные ве-
щественные признаки геосинклиналей, существуют опыты группиро-
вания геосинклиналей по их положению в пространстве.
Так, В. А. Апродов (1964) группирует геосинклинали по их поло-
жению относительно континентов, океанов и платформ. Им выделяются
группы континентальных и океанических геосин-
клиналей.
В первой группе выделяются: а) внутриплатформенные геосин-
клинали (Циньлинская, Донбасская), б) приплатформенные геосин-
клинали (Уральская, Гималайская, Куньлунская), в) междуплатфор-
менные геосинклинали (Казахстанская). Во второй группе к внутри-
илатформепным геосинклиналям отнесены Центрально-Атлантическая,
к приплатформенным — Курильская, к междуплатформенным — Индо-
незийская. Отдельные группы геосинклиналей охарактеризованы текто-
ническим режимом, амплитудой вертикальных смещений, преоблада-
ющими фациями, характером плутонизма и вулканизма, типами
преобладающих тектонических форм и рельефом. Например, внутри-
платформенные геосинклинали охарактеризованы невысокими горами
и линейно-площадными депрессиями, приплатформенные — линейными
высокогорными хребтами с выдержанными простираниями, линейными
межгорными депрессиями, а междуплатформенные — складчато-глы-
бовыми горами, линейными горными хребтами с невыдержанными про-
стираниями и котловинными депрессиями.
СТРУКТУРНЫЕ ЭЛЕМЕНТЫ ВЕРХНЕГО СТРУКТУРНОГО
ЭТАЖА ГЕОСИНКЛИНАЛЬНЫХ ОБЛАСТЕЙ
В верхнем структурном этаже геосинклинальных областей,
соответствующем орогенному структурному ярусу на тектонической
карте Евразии (Яншин, 1966) или молассовому комплексу в понима-
нии М. В. Муратова (1965) и образующемся на орогенном этапе раз-
вития, выделяются структурные элементы, отличные от геосинкли-
налей и геоантиклиналей. Для них характерны иной формационный
состав и более спокойная складчатость.
На основании исследований в Казахстане Н. С. Шатский (1964,
1938, стр. 672) в верхнем структурном этаже различал два типа верх-
недевонских и каменноугольных мульд. Унаследованные
мульды, которые «по структуре и в стратиграфическом отношении
тесно связаны со структурами среднего и нижнего девона и в ряде слу-
чаев готландия, т. е. они представляют лишь каменноугольную стадию
длительного процесса палеозойского развития данной структуры».
Наложенные мульды, наоборот, «располагаются с резким
несогласием и перерывами на древнем палеозое без промежуточных
толщ». Выделение Н. С. Шатским унаследованных и наложенных
мульд служит в дальнейшем основой не только для понимания струк-
турных соотношений, но и для исследования историко-генетических
связей между структурными элементами нижнего и верхнего структур-
ных ярусов геосинклинальных областей.
Для Алтае-Саянской области среди синклинальных форм верхнего
структурного этажа Н. С. Зайцев (1963), следуя Н. С. Шатскому,
----------------------------- .. ______________________ 373
выделяет наложенные впадины и унаследованные прогибы, различа-
ющиеся по формационному составу.
Наложенные впадины (Рыбинская, Чулымо-Енисей-
ская и др.) имеют изометричные очертания, отделяются от нижнего
структурного яруса крупным стратиграфическим перерывом (две
системы и более), резко выраженным угловым несогласием и характе-
ризуются «германотипной тектоникой» — куполами, флексурами,
коробчатыми складками. Они выполнены специфическими вулканогенно-
осадочными формациями (диабазы, базальты, плагиопорфиры, красно-
цветные и пестроцветные песчаники, содержащие пачки известняков,
мергелей и битуминозных сланцев).
Унаследованные прогибы (Ануйско-Чуйский,
Уймено-Лебедской, Кузнецкий) имеют вытянутую форму, осложнены
линейной складчатостью, простирания которой совпадают с простира-
ниями складчатости нижнего структурного этажа. Формации те же,
что и во впадинах, но, кроме того, присутствуют флишоидные и флише-
вые формации. В большей степени, чем во впадинах, распространены
интрузивные комплексы (гранитоиды).
В Альпийской геосинклинальной области верхний структурный
ярус представлен межгорными впадинами (Муратов, 1963),
обладающими изометричной формой и осложненными складками, свя-
занными с разломами основания. Для межгорных впадин характерны
молассовая и наземная туфо-андезитовые формации.
Для Урало-Тяньшанской области было предложено (А. В. Пейве,
1948 г.) в качестве основных структурных элементов верхнего этажа
выделять брахигеосинклинали и поднятия.
Брахигеосинклинал и (термин И. В. Лучицкого) —
«большие прогибы в земной коре, вытянутые в длину или чашеобразные,
иногда угловатые. В разрезе они часто асимметричны, с более прогну-
тым краем, примыкающим к поднятию. Ширина брахигеосинклиналей
50—500 км. Значительную роль, наряду с морскими отложениями,
играют континентальные и лагунные отложения суммарной мощностью
2—3 км. Большое развитие имеют вулканические породы. Характерны
следующие формации: 1) угленосная, 2) органогенно-обломочных
известняков, 3) терригенных красноцветных континентально-лагунных
отложений, 4) порфировая, 5) терригенных сероцветных морских
отложений. На пологих крыльях и во внутренних частях брахигеосин-
клиналей развиты асимметричные антиклинали, флексуры, сбросы,
брахисинклинали и брахиантиклинали. Преобладают открытые
(несжатые) тектонические формы. Прогнутые края асимметричных бра-
хигеосинклиналей характеризуются более интенсивной линейной склад-
чатостью. Рассланцованность или метаморфизм слабые или отсут-
ствуют».
Поднятия — «узкие, резко выраженные в виде хребтов поло-
жительные структуры, обычно имеющие асимметричную форму.
Ширина поднятий 15—75 км, длина до 1000 км. Поднятия являются
зонами длительной денудации; поставляют обломочный материал для
образования морских и континентальных терригенных формаций
брахигеосинклиналей. Маломощные отложения с многочисленными
перерывами и несогласиями имеют тот же состав, что и в брахигеосин-
клиналях. Складчатость слабая, того же типа, что в брахигеосинкли-
налях».
Поднятия и брахигеосипклинали в схеме А. В. Пейве примерно
соответствуют поднятиям и депрессиям схемы В, А. Николаева (1944).
К верхнему структурному этажу относятся выделяемые М. Кэем
эпиэвгеосинклинали — глубокоопущенные удлиненные
впадины с ограниченным распространением вулканизма, перекрыва-
ющие эвгеосинклинали (например, миссисипий и Пенсильвании Нового
Брауншвейга и Новой Шотландии), т а ф р о г е о с и н к л и н а л и —
«заполненные осадками глубокоопущенные рифтовые блоки, ограни-
ченные одним или более крутопадающим сбросом» (Кэй, 1955, стр. 156)
(например, верхнетриасовая геосинклиналь Атлантического по-
бережья), и э к з о г е о с и н к л и н а л и — лежащие внутри границ
кратона и получающие материал осадков из нагорий в геосинклиналь-
ных поясах. В свое время Дэна в качестве эталона геосинклинали рас-
сматривал триасовый прогиб в Коннектикуте, который, как указы-
вает Р. Трюмпи, сейчас был бы назван тафрогеосинклиналью.
Классификация М. Кэя была подробно рассмотрена Н. С. Шатским
(1955) и В. Н. Соболевской (1965). Так, термин экзогеосинклиналь,
как считал Н. С. Шатский, полностью отвечает краевым или передовым
прогибам в понимании советских тектонистов. Однако В. Н. Соболев-
ская, рассматривая работы А. Войси (Voisey, 1963) по Австралии,
указывает, что термин этот там применяется для прогиба Нью-Кастл,
выполненного пермскими угленосными отложениями и расположенного
внутри варисцийской ортогеосинклинали в зоне сочленения миогео-
синклинального и ортогеосинклинального поясов. Данный прогиб
является предгорным, но не соответствует нашему пониманию краевых
прогибов. Эпиэвгеосинклинали, как отмечает Н. С. Шатский, «вполне
соответствуют дочерним прогибам, возникающим во второй половине
периода развития геосинклиналей и хорошо изучены у нас в складчатых
областях, особенно в палеозойских, каледонских и герцинских зонах»
(Шатский, 1955, стр. 4). Они, по-видимому, могут в какой-то мере
соответствовать брахигеосинклиналям А. В. Пейве (1948). Аналогами
тафрогеосинклиналей являются, например, тектонические формы типа
Челябинского грабена.
СРЕДИННЫЕ МАССИВЫ
Срединные массивы наряду с геосинклинальными системами вы-
деляются как структурные элементы геосинклинальных областей.
В работе А. Д. Архангельского (1937) указывается на существование
двух типов срединных массивов. Во-первых, это «возникшие в сред-
них частях геосинклинальных областей приподнятые складчатые
массивы», которые «при продолжении складчатости испытывают значи-
тельно меньшие деформации, нежели периферические участки геосин-
клинальных областей; во-вторых, «это участки древних платформенных
сооружений, сохранившихся между геосинклинальными прогибами
с момента образования последних» (Архангельский и др., 1937, стр. 287).
Впоследствии эти два типа массивов были названы соответственно
массивами ранней консолидации и остаточными
------------------------------------------------------- 375
срединными массивами (Косыгин, 1958). Примерно
такое же разделение срединных массивов было принято А. Б. Ро-
новым и В. Е. Хаиным (1954) и В. Е. Хаиным (1960, 1964), различав-
шими массивы первого рода (обломки досинийских платформ, например
Таримский), второго рода (обломки зон консолидации, предшество-
вавших данному циклу, например массив западной части Центрального
Казахстана) и третьего рода (зоны ранней консолидации данного
цикла).
Однако в последние годы проявляется тенденция к ограничению
содержания понятия «срединный массив». Под этим названием все
чаще понимают только остаточные массивы, подобные небольшим
платформам (Громов, 1962; Яншин, 1965). Эволюция представлений
о двух типах срединных массивов показана в табл. 5.
Существуют предложения о выделении групп срединных массивов
по иным признакам. Так, В. И. Славин (1958) для Средиземноморско-
Гималайской области выделяет срединные массивы, испытавшие под-
нятие (Родопский массив), и массивы, испытавшие глубокие погру-
жения (Венгерский). П. Н. Кропоткин (1960) различает срединные
массивы, на территории которых земная кора имеет материковое строе-
ние, и срединные массивы глубоких внутренних бассейнов, на терри-
тории которых строение земной коры сходно с океаническим. Послед-
няя систематизация представляет собой по существу не выделение
типов срединных массивов как таковых, а опыт корреляции структур-
ных элементов осадочной оболочки со структурными элементами земной
коры.
Интересную попытку упорядочения такого запутанного понятия,
как «срединный массив», предпринял А. Л. Яншин (1962, 1965). Он
пришел к выводу, что название «срединный массив» надо сохранить
только «для слабоизмененных участков той структуры, на которой
развились геосинклинальные прогибы» (Яншин, 1965, стр. 22). Разгра-
ничение платформ и срединных массивов А. Л. Яншин рекомендует
«производить не по их размерам, а по возрасту обрамляющих складча-
тых сооружений. Если участок платформенного строения ограничен
разновозрастными складчатыми сооружениями, то его следует называть
платформой, как бы мал он ни был. Срединными массивами подобные
участки следует называть только в том случае, если они лежат внутри
области складчатости одного возраста, т. е. окружены складчатыми
системами, возникшими приблизительно в одно и то же время» (Яншин,
1965, стр. 22). А. Л. Яншин говорит о Таримской, Тибетской и Индо-
китайской платформах, о Колымском и Охотском срединных массивах.
Срединный массив — это «устойчивый участок земной коры,
который сохранил платформенный или близкий к платформенному
характер развития, когда вокруг него формировались геосинклинали»
(Яншин, 1965, стр. 23), и неправомерно применение этого названия
к выступам древних пород, образовавшихся позднее, например в те-
чение орогенного этапа. С этой палеотектонической позиции А. Л. Ян-
шин указывает, например, что неправильно называть срединным мас-
сивом гнейсовый выступ Юго-Западного Памира, а также Сербо-Ма-
кедонский выступ, которые являются геоантиклиналями и никогда
не переживали платформенного развития. Он считает (1965), что
376
Таблица 5
Эволюция представлений о двух разновидностях срединных массивов
Остаточные срединные массивы Срединные массивы ранней ио нсо лидации
Э. Зюсс (1885, 1909) Центральные массы (типа плато Колорадо) — чуж- дые окружающим как бы обте- кающим их складчатым поя- сам Центральные массы (Центрально-Азиатский тип) — являющиеся ядрами роста складчатых сооружений и их наиболее приподнятыми ча- стями
Э. О г (1909) Древние ядра воз- дым а н и я — зоны или уча- стки складчатости или подня- тия, возникающие на ранних стадиях развития геосинкли- нальных областей
.1. Кобер (1912— 1922) Междугорья (Zwischen- gebirge)—складчатые относи- тельно пониженные области между окраинными горными сооружениями, имеющие пони- женный рельеф и перекрытые пологозалегающими терриген- ными образованиями, возник- шими в результате разруше- ния окружающих гор
И. Вечер (1933) Срединные массы (Median mass) — участки древ- них платформ, сохранившиеся между геосинклинальными прогибами с момента возник- новения последних (напри- мер, плато Колорадо)
Л. Д. Архан- гельский и II. С. Шатский (1937) Средние массы (мас- сивы) [позднее — Архангель- ский (1941) — срединные массивы] — участки древних платформенных сооружений, сохранившиеся между геоспн- клинальными прогибами с мо- мента образования последних Сред н не массы — воз- никшие в средних частях геосинклинальных областей приподнятые складчатые мас- сивы, при продолжении склад- чатости испытавшие значи- тельно меньшие деформации, нежели периферические уча- стки геосинклинальных об- ластей
Д. С. Кпзеваль- тср и М. В. Му- ратов (1959) Срединные мас- сивы — обломки областей бо- лее древней складчатости, сохранившиеся после того, как большая часть ее была вовле- чена в более молодую склад- чатость Зачаточные плат- форменные массивы (не средпнпые массивы) — не обломки древних структур, а ядра консолидации, которые обрастают в дальнейшем более молодыми осадками и служат зачатками будущих платформ
377
Продолжение табл. 5
Остаточные срединные массивы Срединные массивы ранней консолидации
В. Е. Хаяв (I960, 1964) Ср единны Обломки ранее возникших крупных платформ (например, Колорадо) е массивы Участки более ранней кон- солидации средн геосинкли- нальных областей
В. Е. Хайн и Ю. М. Шейнманн (1960) Срединные массивы первого рода — обломки древних платформ, сохрани- вшиеся среди складчатых со- оружений Ср е л и н н ы е массивы второго рода — сохрани- вшиеся и избежавшие боль- ших опусканий и переработан- ные участки несколько более древних складчатых сооруже- ний того же «мегацикла» (на- пример, каледонский массив Центрального Казахстана в герцинидах) Срединные массивы третьего рода — зоны ранней консолидации того же геосинклинального цоколя
мощность земной коры нельзя рассматривать как признак срединного
массива. Мощность земной коры в пределах срединных массивов может
быть различной и связана скорее с неотектоническими движениями,
чем с составом, строением и историей развития самого массива.
Проведенное А. Л. Яншиным упорядочение понятия о срединном
массиве позволяет выделять эти структурные элементы геосинклиналь-
ной области как определенные ассоциации формаций, сходные с плат-
форменными и образующие такие же, как на платформах, два структур-
ных этажа. Срединные массивы в понимании А. Л. Яншина нельзя
уже перепутать с геоантиклиналями, тогда как выделявшиеся «массивы
ранней консолидации» представляют собой по существу лишь их раз-
новидность. Как отмечает А. Л. Яншин, чехол срединных массивов
представлен платформенными формациями с несколько большими
градиентами изменения мощности и более широким развитием вулкано-
генных пород различного состава.
В качестве примера приведем вещественную характеристику чехла
Колымо-Омолонского массива, являющегося общепризнанным
типичным представителем срединного массива (Боголепов, 1965). Мощ-
ность чехла колеблется в широких пределах, местами достигая 5—
6 кле, объем чехла ориентировочно 700 000 км3. Особенность форма-
ционного состава чехла определяется положением массива между
длительно развивавшимися геосинклинальными системами, его не-
большими размерами и связанной с этим подвижностью и интенсивной
раздробленностью его архейско-протерозойского цоколя. Характерно
широкое развитие вулканогенных формаций, преимущественно липа-
рит-дацитового и андезитового состава, которые местами слагают
почти всю толщу чехла. В состав чехла входят толщи кварцитов,
378
сланцев, аргиллитов, известняков, аркозовых и пестроцветных песча-
ников, угленосных отложений; местами появляются конгломераты.
Чехол непосредственно связан с геосинклинальными складчатыми
комплексами, в которые он переходит в латеральных направлениях,
резко увеличиваясь в мощности.
Для сравнения приведем вещественную характеристику чехла
Таримского массива («Основы тектоники Китая», 1962), который по
его расположению между разновозрастными геосинклинальными систе-
мами А. Л. Яншин относит к платформе. Мощность чехла здесь дости-
гает 9 км. Характерно широкое развитие лав основного и кислого
состава. В состав чехла входят толщи кварцитов, сланцев, аргиллитов,
известняков, доломитов, аркозовых и красноцветных песчаников,
угленосных и соленосных отложений, имеются конгломераты. В форма-
ционном отношении Колымо-Омолонский и Таримский массивы очень
близки; их можно различать лишь по положению; по вещественному
составу они могут быть объединены в один класс геологических тел.
Поэтому предложение А. Л. Яншина не представляется удобным.
Эти «малые платформы» должны иметь общее объединяющее их родо-
вое название. Вероятно, лучше для всех «малых платформ» («микро-
платформ» В. Е. Хайна, 1964) сохранить общее название срединный
массив, различая среди них внутригеосинклинальные и межгеосин-
клинальные в тех случаях, когда нужно подчеркнуть их различное
расположение.
На срединных массивах, подобно «настоящим» платформам,
выделяются крупные структурные формы. Важные обобщения в этом
отношении принадлежат Ю. Я. Громову (1962), который различает:
1) окраинные прогибы срединных массивов, генетически связанные
и синхронные с прогибанием смежных геосинклиналей; на Чешском
и Центральном массивах Европы, Таримском, Уссури-Ханкайском
и Охотском массивах окраинные прогибы закладывались одновременно
с заложением геосинклиналей; 2) краевые прогибы срединных масси-
вов — узкие синклинали, формирующиеся по периферии перед фронтом
складчатости в эпоху замыкания геосинклинали; могут быть краевые
прогибы, непосредственно примыкающие к складчатой зоне (Дауби-
хинский прогиб Уссури-Ханкайского массива), или «врезанные»,
отделенные от складчатых систем окраинными поднятиями (Зырянский
прогиб Колымского массива, Буреинский прогиб Буреинского массива
и т. д.); 3) предгорные прогибы, формирующиеся после замыкания
геосинклиналей, обычно наложенные на краевые прогибы; 4) внутрен-
ние впадины, обычно изометричные, с тектоникой, отражающей блоко-
вое строение фундамента.
Ограничения срединных остаточных массивов обнаруживают сход-
ство с ограничениями древних платформ. Так, структурами ограниче-
ния остаточных массивов Северо-Востока СССР (Тильман и Егоров,
1964) являются краевые швы — сложные зоны разломов, образу-
ющие разнообразные системы, включающие надвиги, сбросы и взбросы.
Эти системы контролируют распространение гранитоидных интрузий,
а также разнообразную минерализацию. С. М. Тильман и Д. Ф. Егоров
различают три типа шовных ограничений срединных массивов: 1) узкие
складчатые зоны, 2) системы мульд, впадин и горстов, располагающихся
37»
перед фронтом складчатой зоны, и 3) авлакогены платформ, к которым
ранее принадлежали рассматриваемые остаточные массивы (например,,
авлакоген в основании Южно-Верхоянского синклинория).
ВУЛКАНИЧЕСКИЕ ПОЯСА
Краевые вулканические пояса впервые были выделены в 1956 г.
в работах геологов группы Н. С. Шатского и данные их изучения еще
недостаточно обобщены, поэтому еще не ясно, могут ли краевые вулка-
нические пояса выделяться наряду с геосинклиналями, геоантикли-
налями и срединными массивами в качестве структурных элементов
геосинклинальных областей.
Краевые вулканические пояса (Богданов, Муратов, Хайн, 1963)
представляют собой обладающие весьма высокой проницаемостью зоны
геосинклинальных областей. Они имеют большую протяженность (до
тысяч километров) и ширину (до 100— 200 км). «Вдоль них происходит
внедрение гранитных плутонов и малых интрузий и широкое площад-
ное распространение преимущественно порфировой ассоциации вулка-
нических пород» (стр. 27). Краевые вулканические пояса образуются
вдоль пограничных зон между разновозрастными геосинклиналь-
ными системами. Например, вулканический пояс выделяется между
кайнозойскими складчатыми сооружениями Тихоокеанского пояса
и примыкающими к нему с запада более древними разновозрастными
структурными элементами. Вулканические пояса возникают вслед
за завершением геосинклинального развития в одной из смежных гео-
синклинальных систем, на край которой они накладываются, и во время
начальной стадии геосинклинального развития в другой геосинкли-
нальной системе, к которой они примыкают. Именно таково положение
Охотского вулканического пояса (Заборовская, Липков, Марков,
Некрасов, 1965), Центрально-Американского вулканического пояса
и др. Оба эти пояса, а также Сихотэ-Алиньский пояс отделяют кайно-
зойские геосинклинальные системы периферии Тихого океана от более
древних складчатых сооружений материков.
Вулканические пояса сходны с краевыми прогибами в том смысле,
что те и другие возникают вдоль границ разновозрастных структурных
элементов осадочной оболочки. Поэтому вулканические пояса так
же, как и краевые прогибы, построены асимметрично. Так, Охотско-
Чукотский вулканический пояс разделен на обращенную к континенту
внешнюю зону, характеризующуюся спокойным залеганием меловых
вулканогенных толщ, осложненным вулкано-тектоническими формами—
компенсационными прогибами и просадками, а также линейными
приразломными поднятиями и сопряженными с ними прогибами,
и обращенную к Корякско-Камчатской складчатой области внутреннюю
зону, осложненную более интенсивной складчатостью и многочислен-
ными разломами (Белый, 1961; Заборовская и др., 1965). Граница
между зонами выражена системами сопряженных под тупыми углами
разломов; она отвечает сквозному глубинному разлому, подтвержда-
емому магнитометрическими данными (Белый и Тильман, 1966).
Вулканические пояса выделяются не только по периферии Тихого
океана, но также и внутри материков. Примером может служить вул-
380 -------------------------------------------------------
канический пояс между массивами Центрального Казахстана и герци-
нидами Прибалхашья — Джунгарии. В геосинклинальной области,
окаймляющей с юга Сибирскую платформу, зоны (или структурный
элементы) этого типа под названием вулканоплутониче-
ских поясов описаны П. М. Хреновым и др. (1965).
ЭПИКРАТОННЫЕ ГЕОСИНКЛИНАЛЬНЫЕ ОБЛАСТИ
Особым типом строения характеризуются эпикратонные
геосинклинальные области, в пределах которых на
глубине можно предполагать почти непрерывное распространение
раздробленного архейского цоколя. Тектонотипом эпикратонной гео-
синклпнальноп области можно считать Верхоянско-Чукотскую область
на Северо-Востоке СССР. Для этой области характерно: 1) полный,
почти непрерывный разрез отложений верхнего протерозоя до верхов
палеозоя (Южно-Таймырская геосинклинальная система), нижнего
(Анюйско-Чукотская система) и среднего (Яно-Колымская система)
мезозоя включительно; 2) огромные размеры и относительная простота
внутреннего строения основных структурных элементов — прогибов,
поднятий и т. д., протягивающихся на многие сотни километров;
3) чередование участков пологих дислокаций с участками напряженной
линейной складчатости вблизи разломов и в зонах наибольшего погру-
жения фундамента; 4) отсутствие длительных перерывов и четко выра-
женных несогласий; 5) однообразный состав распространенных на
большой территории карбонатных и песчано-сланцевых толщ при незна-
чительном участии вулканогенных образований, обычно представлен-
ных траппами; 6) широкое проявление гранитного магматизма в за-
вершающуюся стадию развития геосинклиналей, причем наиболее
крупные пояса гранитных интрузий (Колымский пояс) тяготеют к струк-
турным швам и зонам сочленения геосинклинальных прогибов со средин-
ными массивами, а также внедряются в глубь прогибов по системам
поперечных и продольных разломов (Боголепов, 1965).
С наличием раздробленного жесткого цоколя и блоковым строе-
нием эпикратонных геосинклинальных областей связано существова-
ние в их пределах наиболее поднятых блоков, выступающих в качестве
срединных массивов (Колымский массив, Омолонский массив и др.).
К эпикратонным геосинклиналям, возможно, следует относить запад-
ный склон (внешние зоны) Урала, на территории которого по грави-
тационным и магнитным данным предполагается наличие общего
с Русской платформой кристаллического фундамента, опущенного
здесь на глубину до 11—16 км. Ф. И. Хатьянов (1963) предлагает назы-
вать внешнюю зону Урала складчатой платформенной
з о н о й в отличие от «складчатой геосинклинальной зоны, характери-
зующейся типичными эвгеосинклинальными условиями». Ранее
Д. Г. Ожигановым эта область называлась полуплатформой.
* * *
На основании приведенного материала можно прийти к выводу,
что в пределах геосинклинальных областей намечается возможность
выделения по формационному составу, ассоциациям и последователь-
ностям формаций ряда структурных элементов разного ранга, таких
381-
как геосинклинали, геоантиклинали, срединные массивы и т. д. Геосин-
клинали по своему составу весьма разнообразны; среди них выделя-
ются по вещественному признаку, например, эвгеосинклинали и мио-
геосинклинали, или же эв- и миогеосинклинальные зоны, вклю-
чающие как геоантиклинали, так и геосинклинали, вулканогенные,
аргиллитогенные, карбонатогенные и флишегенные. Такие струк-
турные элементы, как геоантиклинали, обычно характеризуются по
вещественному составу в общем виде без подразделений и часто лишь
в сравнении со смежными геосинклиналями. Также обычно лишь общие
вещественные характеристики, недостаточные для разделения на
типы и расчленения на структурные элементы, приводятся для верх-
них (орогенных) структурных этажей и срединных массивов. Для
расчленения орогенных структурных этажей геометрический признак
используется в большей мере, чем вещественный; действительно,
брахигеосинклинали и поднятия представляют собой прежде всего
лишь структурные формы. Срединные массивы также расчленяются
преимущественно по геометрическим признакам (схема Ю. Я. Громова).
Трудности вещественного расчленения орогенных структурных этажей
и срединных массивов могут стоять в связи как с недостаточной специ-
фичностью формаций, так и с недостаточной их изученностью. Пока
еще очень слабо намечены критерии выделения и различения тел наибо-
лее высоких рангов — геосинклинальных поясов, геосинклинальных
областей и геосинклинальных систем. Задачу выделения структурных
элементов геосинклинальной области можно сопоставить с пробле-
мой стратиграфического расчленения осадочной оболочки. В обоих
случаях речь идет о проведении границ, выделении тел, установлении
их рангов, разбиении (или районировании) пространства. Хотя стра-
тиграфическая задача более проста, так как может быть сведена к раз-
биению прямолинейного отрезка, при ее решении значительно больше
внимания и усилий, чем при тектоническом районировании, уделяется
разработке принципов расчленения и уточнению положения отдельных
границ. Думается, что опыт стратиграфов в этих отношениях должен
быть полностью учтен геологами-тектонистами.
Накоплено огромное количество так называемого «фактического
материала», имеющего прямое или косвенное отношение к тектонике
геосинклинальных областей. При геологическом картировании и спе-
циальных тематических исследованиях описано неисчислимое коли-
чество различных дислокаций, структурных форм и разрезов и т. д.
По объему этот фактический материал часто считается достаточным
и даже избыточным для многих тектонических построений, в том числе
и для тектонического районирования. Однако это не так. Для расчле-
нения геосинклинальной области на структурные элементы нужны
специальные исследования (определения, измерения, описания),
проведенные по методике, разработанной в соответствии с принятыми
принципами районирования. Если мы принимаем формационный (ве-
щественный) принцип, то основу районирования составляет выделение
формаций, их классификация, выделение их последовательности (рядов)
и ассоциаций.
.382
ПРЕДСТАВЛЕНИЯ О РАЗВИТИИ
ГЕОСИНКЛИНАЛЬНЫХ ОБЛАСТЕЙ
А. Д. Архангельский о развитии геосинклинальных областей.
Теория развития геосинклинальных областей в СССР была разрабо-
тана А. Д. Архангельским и его учениками. Эта Теория раскрывает
возможность реконструкции предполагаемых причин, приводящих
к появлению свойственных геосинклинальным областям ассоциаций
формаций и структур, их генетическую общность и особенности, исто-
рические последовательности и причинно-следственные связи. Все
это способствует лучшему пониманию чисто пространственных отноше-
ний между телами и структурами, образующими геосинклинальную
область, а следовательно, определению направлений поисков полезных
ископаемых. По-видимому, совершенно прав А. А. Богданов (1965,
стр. 34). отметивший, что «именно этим учением на протяжении более
25 лет, прошедших со дня кончины А. Д. Архангельского, успешно поль-
зуются все советские геологи как при своих региональных теоретиче-
ских, так и практических работах».
Представления А. Д. Архангельского (1937) о геосинклинальных
областях были изложены в заключительной главе крупной монографии,
подготовленной к XVII сессииМеждународного геологического конгресса
в Москве, представлявшей собой первое обстоятельное описание геологи-
ческого строения территории СССР в целом и сопровождавшейся первым
атласом палеогеографических схем. Таким образом, в основу раз-
работки теоретических представлений о развитии геосинклинальных
областей лег огромный фактический материал, обобщенный впервые
для всей территории нашей страны. В качестве основы выделения
геосинклинальных областей были прежде всего использованы данные
о составе осадочных толщ. Были рассмотрены различные по положению
и возрасту геосинклинальные области, сделаны выводы по особенностям
их геологического развития. Геосинклинальные области А. Д. Архан-
гельский, Н. С. Шатский, В. В. Меннер, Е. В. Павловский и Н. П. Хе-
расков (1937) охарактеризовали, как «такие участки земной коры,
которым свойственна особенно сильная и многообразная подвижность.
Колебательные вертикальные движения, обычно называемые эпейро-
геническими, в этих областях имеют относительно очень большие
скорость и амплитуду. Поднятия и опускания всей области сопро-
вождаются раздроблением последней на отдельные глыбы, движу-
щиеся с весьма различной быстротой и иногда в .различных направле-
ниях. Эти различия в движениях отдельных участков имеют следствием
распадение геосинклинальных областей на ряд впадин (геосинклиналей)
и поднятых глыб (геоантиклиналей), что обусловливает возникновение
резко выраженного рельефа поверхности, который характерен для
геосинклинальных областей. Особенно характерными для последних
являются движения, обусловливающие возникновение складчатости
в слагающих их породах. Геосинклинальным областям далее свойст-
венно весьма широкое развитие вулканизма, проявляющегося как
в эффузивной, так и в интрузивной формах. В связи с наличием резко
выраженного рельефа (существованием горных массивов) отложение
осадков во впадинах геосинклинальной области, будут ли они заняты
383
морем или расположены на суше, совершается особенно интен-
сивно и накопляются особенно мощные толщи осадочных пород»
(стр. 283).
По взглядам А., Д. Архангельского и др. (1937), геосинклинальные
области не являлись постоянно существующими структурными эле-
ментами осадочной оболочки: они появлялись и исчезали в ходе геоло-
гического развития. После складкообразования геосинклинальные
области утрачивают подвижность и, меняя свои свойства, превраща-
ются в платформы. Имеет место и обратный переход платформ в гео-
синклинальные области (например, Донецкий бассейн, возникший в теле
Русской платформы в среднем палеозое, Верхоянская геосинклиналь,
развившаяся на окраинном участке древней Сибирской платформы,
и т. д.). Развитие геосинклиналей обнаруживает цикличность, причем
первая половина тектонического цикла характеризуется опусканиями,
распространяющимися от геосинклиналей к платформам, а вторая
половина — сменой опусканий поднятиями, которые начинаются в цен-
тральной части геосинклинальных областей и отсюда распространяются
к платформам.
Подобное явление еще раньше Г. Штилле (1908, 1964) назвал
зональным перемещением складчатости с такой
последовательностью событий: 1) воздымание древних внутренних
цепей; 2) их частичная денудация с попаданием продуктов денудации
на слабонарушенный форлянд; 3) складчатость снесенных в форлянд
продуктов денудации и причленение более молодых горных
цепей.
«Складчатость во времени оказывается теснейшим образом свя-
занной с поднятиями; это дает основание считать, что между обоими
явлениями имеется причинная связь» (Архангельский и др., 1937,
стр. 287). Предполагается, что складчатость проявляется сначала
во внутренних частях геосинклинальных областей и отсюда распро-
страняется к платформам. Складкообразование — длительный про-
цесс. Представление о фазах складчатости как о явлении, имеющем
широкое мировое распространение, не обосновано. Фазы могут иметь
узкое местное значение. Местное значение могут иметь также целые
тектонические циклы.
Закономерно связан с развитием геосинклиналей вулканизм.
«Первой фазе тектонического цикла — опусканиям — отвечает в основ-
ном эффузивная деятельность, а вторая характеризуется, главным обра-
зом, интрузиями» (Архангельский и др., 1937, стр. 288).
Обусловленность историко-геологических построений и всей обри-
сованной А. Д. Архангельским многогранной картины развития гео-
синклинальных областей развитием, взаимоотношениями и составом
геологических тел, слагающих эти области, иллюстрируется
табл. 6.
Со времени появления работы А. Д. Архангельского и его соав-
торов прошло более 30 лет. За это время неизмеримо возросла геологи-
ческая изученность континентов, в частности областей геосинклиналь-
ного строения, и значительно изменились представления об эволюции
геосинклинального процесса (табл. 6, пп. 8 и 10) и о структурных пре-
образованиях (изменения структурного плана, эволюция и новообразо-
.384------------------------------------------------------------
Все о геологии
http://geo.web.ru/
Таблица 6
Сопоставление производных признаков геосинклинальных областей
(по А. Д. Архангельскому) с определяющими их «базисными» признаками
Производные признаки Базисные признаки
1. Относительно большие скорости и амплитуды верти- кальных движений; движения глыб с различной быстротой и иногда в различных напра- влениях Большие мощности формации по сравнению с синхронными формациями платформ. Резкие различия мощностей одноименных стратиграфи- ческих подразделений на смежных блоках, раз деленных разломами, а также выпадение из раз- резов в некоторых блоках тех же подразделений с размывом нижележащих горизонтов
2. Резко выраженный рельеф То же, н наличие грубообломочных терриген- ных толщ (конгломератов из местного мате- риала), граувакковых толщ,'дислокаций, подвод- но-оползневый генезис которых предполагается, и т. д.
3- Движения, обусловлива- ющие возникновение складча- тости Складчатая структура слоистых толщ. Иска- жение мощностей и перераспределение вещества в складках, позволяющее предполагать, что образование складок связано с механическими воздействиями и что они не являются складками облекания или уплотнения
4. Широкое развитие вул- канизма, проявляющееся как в эффузивной, так и в интру- зивной форме Широкое по сравнению с платформами рас- пространение вулканогенных толщ, а также интрузивных магматических тел
5. Утрата подвижности после складкообразования и превращения в платформу Наличие, по крайней мере, двух структур- ных этажей—нижнего со складчатой структурой и геосинклпнальным типом формаций и верх- него, представляющего собой по логозалегающий чехол, состоящий из слабометаморфпзованных осадочных толщ
6- Имеет место обратный переход платформы в геосин- клинальные области В основании геосинклинального ряда осадочных формаций обнаруживаются формации, не отли- чимые (или сходные) от одноименных формаций смежной платформенной области
7. Развитие геосинклинали обнаруживает цикличность Вертикальные ряды геосинклиналей обнару- живают общее сходство п не содержат повто- ряющихся формаций
8. Первая половина цикла характеризуется опуска- ниями, . . . Нижняя половина формационного ряда пред- ставлена осадочными и осадочно-вулканогенными формациями преимущественно морского происхо- ждения и большой мощности
25 Заказ 20С.
385
Продолжение табл. 6
Производные признаки
Базисные признаки
9- . . . распространяющи-
мися от геосинклинали к плат-
форме ,
10., а вторая половина сме-
ной опусканий поднятиями.
11. которые начинаются
в центральной части геосин-
клинальной области и рас-
пространяются к платформе
Краевые прогибы, занимающие окраины смеж-
ных платформ, представлены мощными, но зна-
чительно более молодыми формациями, чем фор-
мации нижней части формационного вертикаль-
ного ряда геосинклинали
Верхняя половина вертикального формацион-
ного ряда представлена формациями, не обла-
дающими сплошным распространением, в кото-
рых кверху возрастает роль грубообломочного
материала (моласса)
Формирование отложений, выполняющих крае-
вые прогибы, заканчивается позднее, чем фор-
мирование отложений, образующих складчатые
сооружения внутренних частей геосинклиналь-
ной области
ванне структурных форм и т. д.) геосинклинальных областей (табл. 6.
пн. 9 и 11).
Развитие представлений о последовательности событий в геологи-
ческом процессе. В последнее время широкое развитие получили пред-
ставления о последовательности событий геосинклинального процесса
или, как часто говорят, о его цикличности. Здесь, конечно, речь идет
не о цикличности как повторяемости, а о цикличности как завершен-
ности процесса, состоящего из ряда последовательных стадий. На-
помним, что Л. Н. Ботвинкина (1962), говоря о ритмах и циклах сло-
истости, приводит для сравнения «производственный цикл», «цикл
обучения».
В развитии геосинклинальных систем и областей различают обычно
два этапа —• этап геосинклинального погружения и орогенный этап.
На основе исследований в Урало-Тяныпанской области А. В. Пейве
и В. М. Синицын (1950) выделяют три стадии геосинклинального раз-
вития, соответствующие различным структурным этажам (табл. 7).
Третья стадия отвечает платформенному развитию и будет рассмотрена
в соответствующем разделе книги. Что касается первой и второй стадии,
то они отвечают двум упомянутым этапам.
Первая стадия —-первичные геосинклинальные
системы, состоящие из первичных геосинклиналей (геосинклиналь-
ных борозд, начавших развиваться в связи с глубинными разломами,
определявшими линейное поясное распределение геосинклиналей),
разделенных «узкими и длинными промежуточными выступами плат-
формы» (например, Урал). Промежуточные выступы платформ «отли-
чаются малой мощностью осадков и наличием крупных перерывов;
представлены они теми же типами, что и в бороздах, обнаруживается
лишь более высокое содержание карбонатных и грубообломочных по-
род» (стр. 32). Зоны сочленения выступов и борозд характеризуются
386
Т а б л и ц'а 7
Характеристика стадий геосинклинального развития
(по А. В. Пейве и В. М. Синицыну)
Признаки Геосинклинальные системы
первичные вторичные остаточные
Общая морфология и происхо- ждение Узкие линейные борозды с промежу- точными выступами платформы, возни- кающие в поясах глубинных разломов Широкие геосин- клинальные мульды, располагающиеся на промежуточных вы- ступах платформы; вытянутые по краям платформы передовые прогибы; геоантикли- на льные гребни, возникшие из склад- чатых комплексов геосинклинальных бо- розд; реже их текто- нические элементы унаследованы от пер- вичных геосинкли- нальных систем Обширные плоские впадины и поднятия, близко напомина- ющие синеклизы платформ, наследу- ющие важнейшие тек- тонические элементы вторичных геосинкли- нальных систем
Осадочные формации Характерно разви- тие исключительно морских отложений. Распространены фор- мации граувакково- сланцевая, яшмовая, рифовых пелптоморф- ных известняков и флишевая Чередование мор- ских и Континен- тал ьн о-л аг упных отложений. Типичны формации: органо- генн о-об л омочных известняков, красно- цветно-лагунная , угленосная и молас- совая Преобладание кон- тинентально-лагун- ных отложении. Раз- виты формации: угленосная, раку- шечных известняков, доломитов, пестро- цветных аргиллитов и песчаников
Интрузив- ные формации Тела динамомета- морфизованных ос- новных и ультраос- новных пород (офио- литы) , образующие пояса вдоль глубин- ных разломов Б ато литические тела эруптивных гра- нитоидов, распола- гающиеся преимуще- ственно в геоанти- клиналях Трещинные интру- зии и дайки разно- образного состава
Эффузивные формации Спилпто-керато- фировая формация Порфировая Фор- мация Наземные излияния пестрого состава, преимущественно кислые
Металло- гения Формация магмато- генпых месторожде- ний (залежи колчеда- нов, медно-никелевых сульфидов, хромитов, титаномагнетитов и платиноносные гори- зонты) Формации метасо- матических месторо- ждений (рудоносные скарны, вторичные кварциты и грейзены с ассоциацией же- леза, меди, воль- фрама, молибдена, мышьяка и олова) Формация жиль- ного оруденения с разнообразной ми- нерализацией
25*
387
Продолжение табл. 7
признаки Геосинклинальные системы
первичные вторичные остаточные
Складча- тость Си льн о сжатые, обычно мелкие, рав- ной величины анти- клинали с «ныря- ющими» шарнирами, характеризующиеся коротким периодом развития Брахиантиклинали и брахисинклинали, крупные открытые и линейные складки с горизонтальными шарнирами; характе- ризуются длитель- ным развитием, отра- жающимся в рельефе и фациях осадков Флексуры, моно- клинали, рубцовые антиклинали и ку- пола с длительным и многофазным раз- витием
Метамор- физм Сильный дислока- ци онный ме тамор- физм более или менее однородный по всей ге ос пиклип ал ьн ой системе Значительный кон- тактовый метамор- физм в соседстве с гранитными интру- зиями Отсутствует или значение его штч- тожпо
скачком в величине мощностей и разрывом фаций «при отсутствии
тектонического сближения разрезов», что связано с пограничными глу-
бинными разломами. Промежуточные выступы платформ отличаются
от геоантиклиналей (вторая стадия развития) отсутствием кислых ин-
трузий, «отсутствием многочисленных локальных угловых несогласий,
слабым развитием денудации, в связи с этим отсутствием сложной го-
ризонтальной зональности фаций в пределах выступов» (стр. 32).
Для магматизма первичных геосинклиналей характерны интрузии
основных и ультраосновных пород (офиолиты) и спилитовые толщи.
Интрузивные тела имеют в большинстве форму силлов и участвуют
«в последующих складчатых деформациях вместе с толщами осадочног'
выполнения борозд» (стр. 35).
В первичных геосинклиналях проявляется дислокационный ме-
таморфизм. Складчатость «характеризуется мелкими, сильно сжатыми
равновеликими антиклиналями и синклиналями с узкими замками,
крутыми крыльями и ныряющими шарнирами» (стр. 36). Складко-
образование происходит постепенно и одновременно с выполнением
борозд осадками. Первичные геосинклинали превращаются в «сложные»
складчатые зоны, отвечающие отдельным бороздам, в которых платфор-
менное основание оказывается опущенным на 5—10 км глубже, чем
в промежуточных выступах и в прилегающих частях платформ (стр. 37).
Наиболее интенсивная складчатость приурочивается к зондм глубинных
разломов.
Вторая стадия — вторичные геосинклинальные
системы, возникающие на участках, прошедших первую стадию
развития и находящихся в исторической и пространственной преемст-
венности с первичными геосинклиналями. Вторичные геосинклинали
называются геосинклинальными мульдами или брахигеосинклиналями
388
(см. выше) и представляют собой крупные изометрические формы,
иногда сохраняющие линейность. «В некоторых случаях вторичные
геосинклинали развиваются не из первичных систем, а из синеклиз
платформ» (стр. 43). Разновидностью вторичных геосинклиналей яв-
ляются краевые прогибы, обладающие линейностью. Центральные
части геосинклинальных мульд «нередко ложатся на широкие плоские
промежуточные выступы платформы первичных геосинклинальных
систем, имеющих характер срединных массивов» (стр. 44). Среди геоан-
тиклиналей вторичных систем различают :1) геоантиклинали, наследу-
ющие промежуточные выступы платформы первичных систем; 2) гео-
антиклинали, вновь образованные на приразломных и межразломных
рубцах первичных геосинклинальных борозд.
Магматизм вторичных геосинклинальных систем характеризуется
развитием на крупнейших поднятиях гранитных батолитов, форми-
ровавшихся «в условиях постоянного регионального напряжения»
(стр. 46), и генетически с ними связанных эффузивных порфировых
толщ.
Дислокационный метаморфизм во вторичных геосинклинальных
системах почти полностью отсутствует. Складчатость характеризуется
крупными, длительно развивающимися формами. «На пологих крыльях
геосинклинальных мульд развиты рубцовые антиклинали, флексуры,
моноклинали, брахисинклинали; лишь в прогнутых частях асимметрич-
ных мульд обнаруживается более сложная складчатость, по типу
близкая линейным складкам краевых прогибов» (стр. 47). Вторичные
геосинклинальные системы развиваются на поверхности выравнивания
первичных геосинклинальных систем как на исходной поверхности.
Развитие структурных элементов вторичной системы «в значительной
мере предопределяется структурным планом, сохраняющимся от пре-
дыдущей стадии» (стр. 48). Тектонический план, однако, значительно
перестраивается, так как новая структура несет в себе как элементы
унаследованные, так и элементы новообразованные.
Этапу геосинклинального погружения и орогенному этапу отве-
чают уже упоминавшиеся главный геосинклинальный и теликогеосин-
клинальный этапы М. В. Муратова.
Т. Кобояси (1960) весь цикл геосинклинального развития называет
циклом орогенеза, который разделяется на проороге-
нез (стадия доорогенического доскладчатого эпейрогенеза), э во-
рог е н е з (или собственно орогенез), означающий складкообразова-
ние, а не горообразование и метаорогенез (послескладчатый
эпейрогенез). Проорогенные осадки, соответствующие стадии проороге-
неза, обладают большими мощностями, распространение их ограничено
узкими геосинклинальными зонами; им свойствен региональный мета-
морфизм, базитовый, а затем кислый магматизм. Метаорогенные осадки
накапливаются в межгорных прогибах и на нижележащих распола-
гаются несогласно.
Новейшие схемы развития все больше основываются на данных
изучениях формаций и излагаются на формационном языке. Так,
для альпийской геосинклинальной области Европы (Богданов, Гамкре-
лидзе, Муратов, Хайн, 1966) выделяются геосинклинальный этап
с начальной стадией, характеризующийся вулканогенными формациями
389
спилито-диабазовой и кератофировой, а также аспидной, зрелой ста-
дией, характеризующейся флишевой формацией, и поздней стадией,
характеризующейся замыканием прогибов. Орогенный этап разделяется
на раннеорогенную (морские, паралические и лагунные отложения
«ранней молассы») и позднеорогенную (лагунные или континентальные
отложения поздней молассы, андезито-базитовая формация) стадии.
Цикл развития геосинклинальных систем и областей непрерывно
связан с эволюцией магматизма. Хорошо известна схема Г. Штилле
(1940, 1964), выделяющего начальный (инициальный) магматизм —
собственно геосинклинальный магматизм, в основном эффузивный и под-
водный, характерный только для эвгеосинклиналей, синорогенный
плутонизм, разделяющийся на высокоорогенный, при котором магма
тесно связана с орогеническими (в смысле —- складкообразующими)
процессами и потому при затвердении принимает гнейсовую структуру,
и позднеорогенный (подвижная преимущественно только кислая магма,
структуры гранитные). Кроме того, им выделяется платформенный,
относящийся в основном к эпохе становления платформы сиалический
вулканизм (субсеквентный), иногда чередующийся во времени с ин-
терцендентными сиалическими плутоническими процессами. Наконец,
выделяется конечный или финальный вулканизм, представленный
основными (преобладающие) и кислыми излияниями. Г. Штилле в со-
ответствии со своим представлением о кратковременной орогенической
фазе подчеркивает кратковременность связанного с ним синорогенного
магматизма; синорогенный и субсеквентный магматизм он образно
называет сиалическим «интермеццо» в общем развитии магматизма.
Г. Штилле, сопоставляя начальный магматизм с геосинклинальным
состоянием, синорогенный — с орогенезом (в смысле складчатости),
субсеквентный — с квазикратонным состоянием (состояние, при кото-
ром возможны только геоманотипная складчатость, магматизм сиали-
ческий субсеквентный, но не конечный; ранняя консолидация с «жи-
востью» оро- и эпейрогенезов) и конечный — с впо л некратонным
состоянием, вводит понятие о тектоно-магматическом
цикле.
Концепция тектоно-магматического цикла Г. Штилле получила
поддержку у многих исследователей. Однако с развитием формацион-
ного метода, в частности с появлением учения о магматических форма-
циях (см. гл. VI), стало ясно, что изложенные представления не отве-
чают современному уровню исследования магматических пород и их
распределения в структуре геосинклинальных областей. Кроме упоми-
навшихся выше работ Ю. А. Кузнецова, можно сослаться на исследо-
вания Н. А. Штрейса (1967). Н. А. Штрейс отмечает, что формирование
гранитоидов является не кратковременным, а соразмерным по длитель-
ности с осадкообразованием процессом, охватывающим всю историю
развития геосинклиналей. Процессы формирования гранитоидов, а так-
же явления регионального метаморфизма протекают параллельно
с образованием в геосинклинальных формациях инициального магма-
тизма и, в конце концов, распространяются на все пространство
геосинклинальной системы. Фазы складчатости (по Г. Штилле —- оро-
генеза) не рождают плутонизм, а изменяют условия проницаемости,
способствуя становлению гранитоидных тел. С фазой складчатости,
390
по Н. А. Штрейсу, следует связывать не гранитоидный магматизм,
а оживление гипербазитовых протрузий в связи с омоложением раз-
ломов.
Сам Г. Штилле, находясь перед необходимостью объяснения новых
фактов, ввел в 1950 г. понятие о «продленном начальном магматизме»,
совершенно дезорганизующее классическое представление о тектоно-
магматическом цикле- Так, «продленный начальный магматизм», ха-
рактеризуясь «начальными по типу и происхождению породами»,
распространяется до главной фазы складчатости и позднее ее, т. е.
перекрывает во времени не только синорогенный, но и субсеквентный
магматизм. При такой ситуации утрачивается смысл разделения иници-
ального, синорогенного и субсеквентного магматизмов как последо-
вательных во времени этапов развития.
Развитие представлений о структурных преобразованиях геосин-
клинальных областей. Сопоставляя формационные ряды в их латераль-
ной последовательности, можно прийти к выводу не только о существо-
вании определенных геосинклиналей, геоантиклиналей и других
структурных элементов, занимающих в процессе развития геосинкли-
нальной области фиксированное площадное положение, но и об изме-
нениях структурного плана (например, миграции геосинклинали
с течением времени), преобразованиях геосинклиналей в геоантикли-
нали и, наоборот, заложении новых (новообразованных) прогибов
и т. д.
Можно привести два противоположных примера развития отдель-
ных геосинклиналей. В первом случае границы геосинклинали оста-
вались фиксированными, во втором случае развитие геосинклинали
сопровождалось преобразованиями структурного плана, в частности
миграцией прогибов. В качестве первого примера приведем Зеленока-
менную синклиналь Урала согласно описанию Н. А. Штрейса (1951).
Первые этапы ее развития не могли быть восстановлены за отсутствием
материала; таким образом, время заложения геосинклинали не опре-
делено. В уинлокском веке геосинклиналь уже существует, распола-
гаясь между двумя крупными геоантиклинальными зонами Урала —
Центрально-Уральской и Исетско-Салдинской, причем границы геосин-
клинали в течение всего времени ее развития остаются неизменными.
В уинлоке обособляются три меридиональные фациальные зоны: цен-
тральная — Тагилско-Исовская, в которой происходит образование
толщ известняков, западная — Кабанская и восточная —- Красно-
уральская, в которых формируются вулканогенные толщи: их про-
исхождение связывается с «участками проницаемости» (зонами разло-
мов), расположенными вдоль окраин геосинклинали. С верхнего лудлоу
до конца жединского века вулканические извержения происходили
также в центральной зоне, а в кобленцком веке и среднем девоне про-
должалось формирование известняков. Центральная зона соответство-
вала центральному антиклинальному поднятию; здесь мощности от-
ложений были значительно меньше, чем в восточной и западной зонах,
и создавались условия, благоприятные для рифообразования. Геосин-
клиналь расчленилась в середине позднесилурийской эпохи на средин-
ное антиклинальное поднятие и два синклинальных прогиба, в которых
в дальнейшем возникают все новые и новые крупные складки.
391
Образование складок сопровождается возникновением разломов, среди
которых выделяются два древних разлома, располагающиеся в крыльях
«срединного антиклинального поднятия». В результате усложнения
структуры и развития складчатости Зеленокаменная геосинклиналь
в течение силура и девона превратилась в крупный синклинорий,
располагающийся между двумя поднятиями.
На рассмотренном примере мы видим, что: 1) развитие Зеленока-
менной геосинклинали продолжалось в течение не менее чем полутора
периодов; 2) геосинклиналь в процессе своей жизни и сложных пре-
образований внутренней структуры развивалась в неизменных грани-
цах; 3) в геосинклинали накапливались осадки нескольких формацион-
ных типов (эффузивные толщи, известняки); 4) после своего замыкания
геосинклиналь превратилась в крупную и сложную синклинальную
структуру — синклинорий.
Аналогичный тип развития описан для Бороталинской и Северо-
Джунгарской геосинклиналей, входящих в геосинклинальную систему
Джунгарского Алатау, не испытавших инверсии и превращенных в син-
клинории (Филатова и Буш, 1965).
В качестве второго примера приведем флишевую геосинклиналь
Восточных Карпат, описанную М. В. Муратовым (1949). Она возникла
в начале нижнего мела. Одновременно вдоль западного ее ограничения
возникла полоса поднятий, состоявшая из гряды островов или отме-
лей, то выступавших из-под воды, то погружавшихся. Эта полоса
поднятий («кордильера») служила источником сноса обломочного ма-
териала, отлагавшегося во флишевой геосинклинали. «Кордильера»
являлась важным палеогеографическим и фациальным рубежом —
к западу от нее отлагались известняковые осадки неокома, а к востоку
флишевые. «Кордильера» рассматривается М. В. Муратовым как за-
чаток будущей антиклинальной структуры (мегантиклинория) Восточ-
ных Карпат. С востока флишевая геосинклиналь ограничивалась
палеозойской поднятой областью, также служившей источником сноса.
В барреме и апте ограничивающая флишевый прогиб кордильера
испытала значительные поднятия, разрослась в крупную геоантикли-
наль. За счет ее разрастания значительно сузились границы флишевой
геосинклинали.
В кампане и Маастрихте произошло сильное расширение геосин-
клинали; в ней в это время отлагались толщи иноцерамового флиша.
Снос материала в это время происходил с запада, где размывались
не только метаморфические породы Мармарошского массива, но и фли-
шевые отложения нижнего мела, ранее отлагавшиеся в более широких
пределах флишевой геосинклинали, но затем попавшие в пределы
геоантиклинали в связи с ее разрастанием в середине и конце ранне-
меловой эпохи. Судя по составу галек, находимых в иноцерамовом
флише, к востоку от флишевой геосинклинали располагались размы-
вавшиеся выступы палеозойских пород, отделявшие ее от Русской плат-
формы.
В палеогене флишевая геосинклиналь сместилась к востоку в связи
с разрастанием геоантиклинали. К концу палеогена геосинклиналь
значительно сузилась и замкнулась; в ней прекратилось осадконакопле-
ние; она была вовлечена в общее поднятие и в настоящее время вы-
392
полнивший ее материал участвует в строении мегантиклинория Восточ-
ных Карпат.
На рассмотренном примере мы видим, что: 1) развитие флишевой
геосинклинали продолжалось в течение полутора периодов; 2) геосин-
клиналь в процессе своей жизни испытывала расширения, сужения
и смещения в сторону; 3) в геосинклинали накапливались осадки опре-
деленного формационного типа (флиш); 4) после своего замыкания гео-
синклиналь стала участком мегантиклинория.
Сравнение двух рассмотренных примеров показывает существенное
различие развития обеих геосинклиналей. В частности, в первом слу-
чае геосинклиналь на всех этапах развивалась строго в пределах двух
глубинных разломов. Границы такой геосинклинали проводятся одно-
значно и объективно. Во втором случае контуры геосинклинали во
времени изменялись; следовательно, не совпадают и контуры образу-
ющих ее формаций. Определение границы такой геосинклинали при-
обретает условный характер. Два охарактеризованных типа развития
свойственны не только единичным геосинклиналям, но и целым геосин-
клинальным системам (областям).
В качестве примера развития геосинклинальной области без су-
щественного изменения структурного плана можно привести Салаиро-
Саянскую область в трактовке В. А. Кузнецова (1952). Геосинклиналь-
ное развитие Салаиро-Саянской области проходило в основном в кем-
брийском (салаирский этап), ордовикском и силурийском (каледонский
этап) периодах.
В начале салаирского этапа (кембрийский период) геосинклиналь-
ная область была уже неоднородной и в ней зародились: а) глубокие
устойчивые геосинклинальные прогибы типа геосинклинальных борозд
и б) разделяющие их геосинклинальные поднятия с неглубоким погру-
жением докембрийского фундамента.
Геосинклинальные прогибы, к числу которых относится прогиб,
давший впоследствии начало Западно-Саянской складчатой зоне,
характеризуются развитием эффузивно-кластических толщ с подчинен-
ными им горизонтами и рифовыми массивами известняков. В геосинклина-
лях формации расположены зонально; так, для зон максимального проги-
бания характерны зеленокаменные спилито-сланцево-кремнистые толщи.
Для геоантиклинальных поднятий характерны эффузивно-терри-
генные и карбонатные породы, обилие перерывов и неполнота разрезов;
в ряде районов эти толщи имеют сравнительно небольшую мощность,
слабо дислоцированы и не метаморфизованы, что создает впечатление
образований, свойственных областям с неглубокозалегающим жестким
фундаментом.
Кроме того, выделяются области, в которых преимущественно
происходил размыв докембрийского фундамента, а местами отложились
кембрийские слои платформенного облика. Одна из таких областей
выделена под названием Тувинского срединного массива. Глубинные
разломы возникли в зонах «подвижного сопряжения прогибов и под-
нятий». Вдоль некоторых из них расположились ультра основные
интрузии (серпентинитовые пояса салаирского возраста).
В конце этапа происходит складкообразование, сопровождаемое
интрузиями гранитоидов. В конце кембрия происходит регрессия моря,
393
устанавливается для большей части области континентальный режим
и происходит денудация.
В следующем — раннекаледонском этапе, охватывающем ордовик,
продолжается развитие геосинклиналей салаирского этапа с движениями
по глубинным разломам. По В. А. Кузнецову, «геосинклинальные
прогибы эпохи нижнего силура (ордовика) накладываются на области
геосинклинальных прогибов, а затем складчатых зон предыдущего —
салаирского этапа»; думается, что здесь правильнее говорить не о «нало-
жении», а о продолжении развития. В геосинклиналях отлагаются
мощные (7—8 км) флишеподобные толщи песчаников и глинистых слан-
цев с подчиненными прослоями известняков, претерпевшие интенсивную
линейную складчатость, рассланцованность и локальный дислокацион-
ный метаморфизм.
На геоантиклинальных участках образуются неполные, маломощ-
ные (1 км и меньше) толщи конгломератов, песчаников, аргиллитов,
реже известняков; широко развиты красноцветные и пестроцветные
породы. Отложения эти слабо дислоцированы, не рассланцованы, не ме-
таморфизованы. Некоторые салаирские геосинклинали в раннекале-
донском этапе оказываются замкнутыми и ведут себя как платформы.
Позднекаледонский этап (силур) характеризуется двумя типами
разрезов: а) толщи (5—7 км) базальных конгломератов, песчаников,
глинистых сланцев и известняков с эффузивами и флишевой ритмич-
ностью; б) толщи (0,2—0,5 км) красноцветных песчаников и глинистых
сланцев. Для позднекаледонского этапа характерно: а) наличие геосин-
клинальных прогибов, развивавшихся унаследованно (например, Ануй-
ско-Чуйский геосинклинальный прогиб, в котором накопилось 5—6 км
флишевых осадков и др.); б) наличие прогибов, образовавшихся
на крупных антиклинальных поднятиях предыдущего этапа (например,
крупный верхнесилурийский прогиб Западной Тувы с мощностью
выполняющих осадков 3—4 км и сходных с описанными Н. С. Шат-
ским наложенными мульдами Центрального Казахстана и «вторичными
геосинклиналями», по А. В. Пейве); в) образование складчатых зон
на месте ранее существовавших длительно развивавшихся прогибов
(например, Западно-Саянская зона).
К концу геосинклинального развития Салаиро-Саянская область
была неоднородной и испытывала глыбовую складчатость с образова-
нием крупных ограниченных разломами впадин типа межгорных про-
гибов, в которых в девонском и каменноугольном периодах происхо-
дит накопление мощных континентальных и морских толщ. Анализируя
историю развития Салаиро-Саянской области, В. А. Кузнецов пришел
к заключению, что тектонические формы этой области являются
«...структурами длительного развития, испытывающими в процессе
развития последовательное усложнение, но развивающиеся, в общем,
по одному плану в соответствии с издавна заложенными тенденциями
к тому или иному типу движений и только в отдельных случаях подвер-
гающимися перестройке».
В качестве примера геосинклинальной области с изменяющимися
контурами структурных элементов приведем располагающийся в пре-
делах СССР участок Средиземноморской геосинклинальной области,
тектоническое развитие которого исследовалось М. В. Муратовым
394
(1948, 1949). Им здесь широко отмечались такого рода явления, как
«распадение» крупных структурных форм на мелкие в процессе развития
геосинклинальной области, «объединяющие» мелкие формы в крупные,
«разрастание», «наложение». «Мне кажется, — пишет М. В. Муратов, —
что именно этого рода явления — развитие и разрушение геосинкли-
налей и геоантиклиналей и возникновение новых — свойственны
геосинклинальным областям и отличают их от платформы наряду
с другими известными признаками» (Муратов, 1949, стр. 462). Геосин-
клинали и геоантиклинали, развиваясь, с течением времени мигрируют,
расщепляются и т. д.
Под геосинклиналями и геоантиклиналями М. В. Муратовым (1949)
понимаются вытянутые участки земной коры внутри геосинклинальной
области, котораяна определенном отрезке времени испытывает длительное
поднятие или длительное опускание. Геосинклинали и геоантиклинали
могут менять свои места в процессе развития геосинклинальной области.
Начальную форму геоантиклинали, если она морфологически выражена
в виде гряды, с рядом островов или отмелей, являющихся участками,
подвергающимися выветриванию и процессам эрозии, М. В. Муратов
называет кордильерой.
Примером разделения геосинклинальной системы на геосинклинали
и геоантиклинали, меняющиеся местами в процессе развития системы,
может служить приводимое Н. Н. Ростовцевым (1948) разделение
восточной части Большого Кавказа на зоны, попеременно игравшие
роль то геосинклинали, то геоантиклинали.
Особенно часто, как указывает М. В. Муратов, происходит разра-
стание геоантиклиналей, в результате чего раздвигаются в стороны
сопровождающие их геосинклинали. Такое разрастание нельзя называть
миграцией. Миграцией, по М. В. Муратову, следует называть «одно-
временное перемещение в определенном направлении и геоантиклина-
лей и сопровождающих их геосинклиналей, наподобие движения
волны на поверхности моря». «Оттеснением впадин» М. В. Муратов
называет перемещение прогибов от длинной геоантиклинали.
В ходе развития геосинклинальных областей, кроме разрастания
геоантиклиналей, одновременно происходят и другие процессы, в част-
ности: 1) разрастание геосинклиналей, перекрываемых при этом транс-
грессивными сериями осадков; 2) развитие вторичных (дочерних) гео-
антиклинальных поднятий и геосинклинальных прогибов; 3) слияние
геоантиклиналей в одну крупную геоантиклиналь, включающую проме-
жуточное геосинклинальное пространство. В соответствии с этой кон-
цепцией выделяются специальные типы геосинклиналей и геоантикли-
налей по признаку их соотношения со структурными формами преды-
дущих или последующих этапов. Так, М. В. Муратов различает
геосинклинали первого типа — это крупные геосинкли-
нали (например, Крымско-Кавказская геосинклиналь), в процессе сво-
его развития распадающиеся на части. Среди геосинклиналей этого
типа М. В. Муратов различал три категории. Одной из них соответ-
ствовали узловые или материнские геосинклинали — огромные про-
гибы с максимальными и длительными прогибаниями, с которыми сли-
вались меньшие геосинклинали. В качестве узловой рассматривается
Черноморская впадина, по отношению к которой как к области наиболь-
39&
шего прогибания все известные геосинклинали Карпат, Балкан, Крыма
и Кавказа являются как бы отростками или щупальцами, отходящими
от основного тела. Следующие две категории геосинклиналей этого типа,
являющихся «щупальцами» узловой антиклинали, охарактеризованы
М. В. Муратовым по формационному признаку и названы флише-
выми геосинклиналями первого типа (Крым-
ско-Кавказская геосинклиналь со сланцевыми формациями в нижней
и средней юре и флишевыми формациями в верхней юре и мелу) и из-
вестняковыми или парагеосинклиналями пер-
вого типа (Пеннинская геосинклиналь в Закарпатье). Если гео-
синклинали первого типа образуются с ранних этапов развития гео-
синклинальной области, то геоантиклинали первого
типа являются продуктом срастания, объединения более мелких
структурных форм в конечный этап этого развития; они образовались
путем объединения более мелких геоантиклиналей, разделенных про-
гибами. В процессе своего роста и развития геоантиклинали первого
типа образовали весьма сложные складчатые поднятия — мегантикли-
нории (Большой Кавказ, Крым, Восточные Карпаты). При развитии мег-
антиклинориев происходило поглощение соседних геосинклиналей (на-
пример, вовлечение в Кавказскую мегантиклиналь прогибов с флишем).
Геосинклинали и геоантиклинали вто-
рого типа образовались за счет распада крупных геоантикли-
нальных поднятий, существовавших на предыдущих этапах развития.
Таким образом, геоантиклинали второго типа являются остаточными
геоантиклиналями. Примерами служат Армянская и Дзирульская
геоантиклинали, образовавшиеся вследствие распада Закавказской
геоантиклинали в нижнем мелу. Среди геосинклиналей второго рода
М. В. Муратов выделяет две категории.
I категория — зеленокаменные геосинкли-
нали — прогибы, наложенные на более древние геоантиклинали
при их раскалывании. Образование прогибов сопровождалось усилением
вулканической деятельности (андезиты, андезито-базальты). В их стро-
ении, кроме эффузивных пород, участвуют мергельно-известняковые,
в частности рифовые толщи, а на последних этапах появляются флише-
вые и флишеподобные толщи. Зеленокаменные геосинклинали — узкие
(60—100 км), но протяженные; продолжительность жизни их невелика
(в пределах эпохи или периода). Примером может служить Тертерская
геосинклиналь (Закавказье), возникшая в средней или нижней юре
и замкнувшаяся в конце юры.
II категория — парагеосинклинали второго
типа (или известняковые геосинклинали второго рода), образовавши-
еся на месте более древних геоантиклиналей, но не в результате их
раскалывания, а вследствие их плавного вовлечения в прогиб. Здесь
формировались маломощные карбонатные и песчано-глинистые толщи
со слаборазвитыми эффузивами. Парагеосинклинали второго типа
сходны с парагеосинклиналями первого типа, но отличаются от них
меньшими размерами и более ограниченным временем существования.
М. В. Муратов высказывает предположение, что только флишевые
и узловые геосинклинали являются «настоящими» геосинклиналями
и представляют наследие более обширных древних геосинклинальных
396
прогибов, другие же виды геосинклиналей, представляющие новообразо-
вания, развиваются на месте геоантиклиналей.
Как видно из приведенной систематики геосинклиналей и гео-
антиклиналей, их многообразие связано с многообразием путей струк-
турного развития отдельных частей геосинклинальной области. Здесь
наряду с устойчивым развитием крупных форм, занимающих определен-
ное пространственное положение на протяжении ряда периодов,
в одних случаях возникают новообразования, в других же случаях
поднятия и прогибы поглощаются более общим прогибанием и пере-
стают существовать как самостоятельные структурные формы.
Сложная картина развития геосинклинальной системы Кавказа,
включающая также распадение и преобразование структурных форм,
была обрисована В. Е. Хаиным (1948). Согласно его представлениям
на первой стадии геосинклинальная система распадается на геосинкли-
нали и геоантиклинали. На второй стадии геосинклинали вследствие
разрастания внутренних поднятий разделяются на поднятие и два
прогиба. Соответственно разделяются и геоантиклинали на срединный
прогиб и два сопряженных с ним поднятия. В результате складчатости
поднятия, приобретая сложную складчатую структуру, преобразуются
в антиклинории, а прогибы — в синклинории. На третьей стадии
в районах, где раньше были геосинклинали, преобладают восходящие
движения, вследствие чего здесь образуются крупные передовые или
внутренние поднятия (в зависимости от их положения в геосиикли-
нальной системе), за которыми также сохраняется название новообра-
зованных геоантиклиналей. На месте прежней геоантиклинали возни-
кает межгорный прогиб.
В результате складкообразования поднятия превращаются в меганти-
клинории, в пределах которых можно выделять несколько антиклино-
риев, а межгорные прогибы — в мегасинклинории.
В. Е. Хайн (1949), так же как и М. В. Муратов, дает систематику
структурных форм по их соотношению со структурными формами пре-
дыдущего и последующего этапов. Им выделяются унаследован-
ные поднятия и прогибы (существующие в продолжение всего
геотектонического цикла и образовавшиеся на месте однозначных элемен-
тов предыдущего цикла), возрожденные поднятия и про-
гиб ы(наметившиеся в конце предыдущего цикла, а в начале или в сере-
дине данного цикла переставшие существовать в качестве самостоятель-
ных элементов), новообразованные поднятия и про-
гибы (возникающие на второй или третьей стадии цикла), оста-
точные поднятия и прогибы (обособляющиеся в конце
цикла как реликты более крупных однозначных форм начала цикла),
поглощенные поднятия и прогибы (погребенные,
обычно не улавливающиеся в современной структуре).
В дальнейшем В. Е. Хайн (1960) обобщает свою классификацию
для разновозрастных геосинклинальных систем и выделяет унасле-
дованные (Большой Кавказ), остаточные (Монголо-Охот-
ская геосинклиналь, Центральные Анды для альпийского этапа),
возрожденные (регенерированные),наложен-
н ы е, возникшие за счет раздробления срединных массивов (Малый Кав-
каз) и новообразованные геосинклинальные системы, сформированные
397
путем переработки платформ (каледонские Аппалачи, Верхоянье,
Скалистые горы).
Развитие представлений о структурных преобразованиях геосинкли-
нальных областей в последние годы все более тесно связывается с ис-
следованием глубинных разломов. Отмечается, что вертикальные
движения обладают устойчивым характером проявления вдоль про-
стирания геосинклинальной области или вдоль направления ее глав-
нейших внутренних элементов и резкой сменой знака и скорости дви-
жений поперек (вкрест) их простирания; с этим связана зональность
типов разрезов и мощностей и резкая изменчивость их вкрест прости-
рания. Эти особенности геосинклинальных областей обусловлены
широким распространением в их пределах глубинных разломов (Бог-
данов, Муратов, Хайн, 1963). Геосинклинальные области иногда опре-
деляются как зоны глубинных разломов и зоны дробления планетар-
ного масштаба (Хайн, 1964).
*
* *
Может создаться парадоксальное впечатление, что изучение струк-
туры геосинклинальных областей (расчленение ее на структурные эле-
менты) встречается с большими трудностями, чем изучение истории
развития. Во всяком случае, структурные элементы выделяются с боль-
шим трудом и условно, а развитие описывается с относительной лег-
костью и более отчетливо подразделяется на стадии и этапы. Причина
заключается в том, что в первом случае мы имеем дело с конкретными
областями в их статическом состоянии и наше суждение об этих
конкретных областях полностью ограничено данными исследований,
наблюдениями, определениями, измерениями и т. д., во втором же
случае мы имеем дело с гипотезами — историко-геологическими рекон-
струкциями, при которых степень отчетливости границ между стади-
ями и этапами полностью зависит от наших интерпретаций хода про-
цесса, которые могут быть существенно различными. Вспомним, напри-
мер, что одно и то же явление — угловое несогласие — при одном
подходе истолковывается как след катастрофически быстрых орогени-
ческих движений, а при втором подходе — как результат размыва
длительно формировавшейся складчатой структуры и перекрытия
ее молодыми толщами осадочных пород. Возникает вопрос, почему
реконструкции истории развития, неизбежно содержащие в себе субъ-
ективные интерпретации наблюдаемых явлений, в геологических ис-
следованиях занимают столь значительное место. Действительно, прак-
тические нужды человечества ориентируют его на поиски полезных
ископаемых, с чем связано решение чисто пространственных задач —
различение стратиграфических и структурных подразделений. Что же
толкает геолога на изучение последовательности и связей событий
далекого геологического прошлого, когда заранее ясна невозможность
достижения однозначных и вполне объективных представлений, которые
к тому же не могут быть проверены экспериментально? Думается, что
здесь дело заключается в специфическом характере объектов наших
исследований. Имея в виду главным образом изучение пространственных
отношений геологических тел, структурных форм и т. д., мы не имеем
возможности проводить наблюдения и измерения в любой точке иссле-
398
дуемого нами пространства. Осадочная оболочка, если можно так выра-
зиться, непроходима для геолога и не просматривается им непосред-
ственно. Наши возможности ограничиваются наблюдениями в отдель-
ных точках, часто далеко отстоящих друг от друга; в благоприятных
случаях мы можем вести наблюдения на отрезках линий (буровые
скважипы с полным отбором керна), на участках поверхностей (район
со сплошной обнаженностью, обнажения в обрывах), но никогда в круп-
ных сплошных объемах геологического пространства. В результате полу-
чается так, что собранные нами данные характеризуют строение изу-
чаемого района (объема) весьма неполно, а часто настолько неполно,
что пространственные соотношения между телами, охарактеризованными
отдельными точками наблюдений, остаются вообще неясными или допу-
скают множество противоречивых толкований. Здесь нам на помощь при-
ходят системы рабочих гипотез, дающих возможность предполагать
наиболее вероятные связи между отдельными точками наблюдений.
Эта система рабочих гипотез включает представления о причинно-
следственных связях, а значит и о последовательности событий, с кото-
рыми связано образование наблюдаемых объектов. Гипотезы о последо-
вательности событий помогают нам высказывать предположения
о пространственных отношениях, которые уже могут быть непосред-
ственно проверены наблюдениями (разведочными работами, бурением,
геофизическими измерениями). Таким образом, система рабочих гипотез,
рисующих последовательность событий геологической истории, помогает
прийти к правильному решению в структурных геологических постро-
ениях, а следовательно, в поисках полезных ископаемых.
Из сказанного следует, что историко-геологические исследования
и концепции играют весьма важную роль в изучении строения осадочной
оболочки, но не могут являться самоцелью. Для построения и совер-
шенствования методики изучения строения осадочной оболочки необ-
ходимо проводить четкую грань между геологическими наблюдениями
и собственно структурными построениями, с одной стороны, и с систе-
мами вспомогательных историко-геологических концепций, — с другой.
ОСОБЕННОСТИ ГЕОСИНКЛИНАЛЬНОГО РАЗВИТИЯ
В РАЗЛИЧНЫЕ ЭТАПЫ
ГЕОЛОГИЧЕСКОЙ ИСТОРИИ ЗЕМЛИ
Существуют различия между геосинклинальными (мобильными)
областями, завершившими свое геосинклинальное развитие в докем-
брии, геосинклинальными областями, завершившими развитие в палео-
зое, и альпийскими геосинклинальными областями, продолжающими
развиваться в неогеновом периоде и зачастую еще не завершившими
свое развитие. Эти различия пока еще недостаточно выяснены. Однако
исследователи докембрийских, палеозойских и альпийских геосинкли-
нальных областей обычно приходят к различным представлениям
о закономерностях их развития.
ДРЕВНЕЙШИЕ ГЕОСИНКЛИНАЛЬНЫЕ СИСТЕМЫ,
СОСТАВЛЯЮЩИЕ ФУНДАМЕНТЫ ДРЕВНИХ ПЛАТФОРМ
Фундаменты древних платформ являются гетерогенными образо-
ваниями и состоят из докембрийских складчатых комплексов различ-
ного возраста, отличающихся друг от друга составом и строением.
399
Для них характерно широкое распространение и высокая степень мета-
морфизма, а также широкое распространение явлений гранитизации.
Фундаменты древних платформ сформировались в результате длитель-
ного геологического развития, которое лишь с оговорками может быть
названо геосинклинальным. Их изучение проливает свет на особенности
докембрийского геосинклинального процесса.
Еще А. А. Борисяк в своей «Теории геосинклиналей» (1924) писал,
что в докембрии не было ни щитов, ни пластических областей и что вся
толща континентального слоя собиралась в складки. Сейчас мы можем
эти высказывания А. А. Борисяка отнести только к раннему докем-
брию — архею, так как знаем, что уже в протерозое отчетливо раз-
личаются платформенные и геосинклинальные области. Тектонический
режим в архейской эре был действительно особенным. Считать его гео-
синклинальным в том смысле, который установился в отношении после-
докембрийских геосинклинальных областей, можно лишь с оговорками.
Н. С. Шатский (1935) это время характеризовал как геосинклинальную
фазу развития Земли. В. Е. Хайн (1954, 1964) писал о панэвгеосинкли-
нальном режиме развития и ультрагеосинклиналях архея. Представле-
ния об особенностях геосинклинального развития в архее были уточнены.
Особый интерес в этом отношении представляют работы Н. В. Фроловой
(1960, 1962) по Восточной Сибири, в которых отмечается, что условия
образования горных пород в архее не могут полностью соответствовать
ни позднейшим геосинклинальным областям, ни позднейшим плат-
формам. Участие производных основной магмы, интенсивная складча-
тость, глубинный метаморфизм, формирование гранитов — все это
ведет к оценке условий, существовавших в архее Восточной Сибири как
геосинклинальных. С другой стороны, «поразительная выдержанность
петрографического состава пород по простиранию отдельных слоев,
горизонтов и свит на значительных пространствах» (Фролова, 1960,
стр. 20), значительное количество карбонатных пород в составе архея,
правильная смена архейских пород по стратиграфической вертикали
и отсутствие одновременных с архейскими комплексами платформенных
массивов говорят о том, что условия образования архейских пород при-
ближаются к платформенным.
«Изучение всех архейских образований Южной Якутии и юга Вос-
точной Сибири, — пишет Н. В. Фролова (1960, стр. 22), — достаточно
убедительно свидетельствует о том, что первичный региональный архей-
ский метаморфизм был одинаковым и однообразным для всех архейских
пород изучаемой территории. Современная метаморфическая неоднород-
ность архейских образований связана с последующим регрессивным
метаморфизмом. Залегание многих гранитов в архее Восточной Сибири
обладает той характерной особенностью, что они, слагая обычно
тела пластообразпой формы, не нарушают формы тектонических струк-
тур архейского комплекса и не увеличивают мощности отдельных
слоев или горизонтов прапород, включающих эти граниты» (стр. 29).
Если бы граниты внедрялись в архейские прапороды в виде магмы, то
это изменило бы первичные мощности и усложнило бы складчатость.
Таким образом, гранитизация в архее выступает как метаморфический
процесс, происходящий «в твердом состоянии пород без какого-либо
переплавления» (стр. 32). Процессы метаморфизма и гранитизации
400
в архее в близких к платформенным условиям Н. В. Фролова связывает
с существованием в архейской эре высокого геотермического градиента.
Это предположение хорошо подтверждается новейшими подсчетами
В. Б. Смирнова (доклад на совещании Тектонического комитета, 1967),
показавшими, что если в архее тепловой поток был всего в 1,5 раза
интенсивнее современного, то выплавление гранитной магмы могло
происходить на глубине всего 5—7 км.
Мощность архейских отложений Алданского щита составляет
15—20 км (Фролова, 1951; Фролова и Клековкин, 1945); указывается
на стратиграфическое единство всего комплекса, что свойственно
и для многих других нижнедокембрийских толщ. Е. В. Павловский
(1961) отмечает, что аналогичной непрерывностью разреза обладает
верхоянский пермско-мезозойский комплекс, который является эпикра-
тонным образованием, сформировавшимся над погруженными блоками
архейского фундамента. Это наводит на мысль о возможности формиро-
вания архейского комплекса Восточной Сибири также на жестком, но
еще более древнем цоколе (может быть представляющем собой первичную
кору). «Полуплатформенный» характер тектонического режима Восточ-
но-Сибирского архея также отражается в стиле складчатости. Здесь
развиты просто построенные крупные (ширина до 20 км, длина несколь-
ко десятков километров) антиклинории и синклинории, сочетающиеся
с гнейсовыми куполами и зонами наложенной мелкой складчатости,
связанной с мигматизацией (Крылова, 1960).
Интересны особенности раннедокембрийского развития Канадского
щита (Марков, 1962; Павловский, 1962). Развитая здесь серия Киватин
(мощность 12—12,5 км), сопоставимая по возрасту с алданским археем
(более 3 млрд, лет), представлена преимущественно вулканогенными
породами основного состава, среди которых наблюдаются прослои
и пачки кремнистых сланцев, яшм, джеспилитов и молассоподобных
граувакк. Серия Киватин, выступающая в современном эрозионном
срезе отдельными пятнами среди обширного поля более поздних грани-
тов, характеризуется слабым метаморфизмом (альбито-эпидото-амфи-
болитовая фация) при хорошей сохранности первичных структур пород.
Также древними и, возможно, одновременными с Киватином являются
явно осадочные породы «слюдяно-сланцевого архея» (серия Понтиак
и др.). Серии Киватин и «слюдяно-сланцевому архею» свойственны
амебообразные и круглые купола до нескольких десятков километров
в диаметре, с наклонами на сводах 10—15° и вертикальными крыльями,
получившие от Кранка название инфраструктур. В конце
киватинского времени и до начала отложения серии Тимискаминг про-
изошли гранитизация и внедрение гранитоидов, приведшие к значи-
тельной консолидации территории Канадского щита. По мнению
Е. В. Павловского (1962), здесь процесс гранитизации в отличие
от того, что наблюдается в неогее, происходил в своеобразных условиях,
вне видимой связи с линейной складчатостью, т. е. в общем так же,
как в Восточной Сибири.
Себаквийская и булавайская системы Южной Америки (Дю Тойт,
1957) по тектоническим особенностям сходны с киватинским комплек-
сом. Для них характерны измененные основные лавы, железистые
кварциты, мраморы, кремнистые породы, джеспилиты. Вышележащая
26 Заказ 206.
40f
зпамвайская серия представлена метаморфизованными осадочными
породами: песчаниками, аркозами, граувакками, конгломератами. Все
эти серии «слагают сложно построенный складчатый пояс и сохрани-
лись в виде отдельных больших и малых пятен в граните» (Шейнманн,
1957). Стиль тектоники определяется куполовидными формами. Вслед
за образованием перечисленных систем в Южной Африке на широ-
ких площадях происходила гранитизация и внедрение гранитов,
с чем связано формирование жесткого цоколя, который позднее под-
вергался раскалыванию.
Очень распространено предположение, что нижнеархейские породы
являются древнейшими суперкрустальными образованиями и что
их формирование соответствует начальным стадиям развития осадочной
оболочки. Е. В. Павловский (1962), имея в виду время формирования
нижнеархейских толщ Северной Америки и Южной Африки, говорит
о массовых излияниях основных лав и сопутствующих им средних и кис-
лых дифференциатов с одновременным размывом вулканических
сооружений и отложением граувакк, о гранитизации первых осадочных
пород,«подкоровых колоннообразных восходящих токах в симатической
мантии», которые могли создавать предпосылки для формирования
нелинейных структур. Эту стадию Е. В. Павловский (1962) называет
нуклеарной (ядерной) стадией «возникновения сиаля континентов»,
различая канадский и сибирский пути дальнейшего развития нуклеар-
ного комплекса. Предположение, что эта стадия соответствует начальной
стадии формирования осадочной оболочки является очень вероятным,
но не доказанным фактически, так как субстрат осадочной оболочки
до сих пор непосредственно нигде не наблюдался. О возрастных соотно-
шениях наиболее древних толщ Северной Америки, Южной Африки
и Сибири судить на основании имеющихся данных определений абсолют-
ного возраста весьма затруднительно. Можно лишь предполагать, что
они являются примерно одновоэрастными. Их основное различие
может заключаться в более сплошной гранитизации в Сибири и сохра-
нении реликтов толщ, насыщенных основными эффуэивами, в Канаде
и свидетельствовать о неравномерности тектонического развития раз-
личных районов земной поверхности на наиболее ранних, доступных
исследованию стадиях формирования осадочной оболочки. Ранняя
стадия развития осадочной оболочки на территории древних платформ
завершилась консолидацией первичных щитов, в результате последу-
ющего раздробления которых в их пределах формировались вытянутые
троги с мощными осадочно-вулканогенными толщами и линейной
складчатостью.
На Сибирской платформе различаются линейные троги двух воз-
растных генераций — верхнеархейские и протерозойские. К первым
относятся Олекминский, Маймакано-Оленекский и Бирюсинский про-
гибы, выполненные различными гнейсами амфиболитовой фации метамор-
физма, содержащими мраморы и реже кварциты. Мощность отложений,
выполняющих прогибы, составляет 6—8 км, ширина прогибов 60—
100 км. Формирование прогибов завершается инъекциями гранитоидов,
которые распространяются также за пределы прогибов на сохранивши-
йся от раздробления участки нижнеархейского консолидированного
цоколя (например, Алданский щит). К прогибам второй генерации при-
-402
надлежит Урикско-Ийский и другие грабены Восточного Саяпа. Длина
Урикско-Ийского грабена не менее 450 км, ширина 40—45 км. Он вы-
полнен мощными (8—14 км) интенсивно дислоцированными карбонатно-
терригенными, местами флишоидными толщами, метаморфизованными
преимущественно в фации зеленых сланцев и содержащими основные
и кислые эффузивы. Формирование грабена завершается внедрением
верхнепротерозойских гранитов.
Замыканием прогибов второй генерации завершается формирова-
ние фундамента Сибирской платформы. Это происходит однако не одно-
временно на различных ее участках. Так, во время формирования
Урикско-Ийского складчатого комплекса, который входит в состав
фундамента юга Сибирской платформы, на восточной окраине платформы
уже формируется платформенный чехол. Таким образом, граница между
фундаментом и чехлом является не изохронной, а как бы «скользящей».
Важной особенностью протерозойского развития Сибирской плат-
формы является формирование перикратонных прогибов
[которые в отличие от зон перикратониых опусканий Е. В. Павловского
(1959), возможно, лучше именовать перикратонными геосинклиналями].
Перикратоиные прогибы расположены по периферии платформы;,
ширина их достигает 200—250 км, протяженность одного из них (Па-
томского) достигает 1500 км, другого (Енисейского) 500 км. Они выпол
йены протерозойскими толщами, мощность которых достигает 10—
15 км и которые связаны постепенным переходом с протерозойским
чехлом платформы, мощность которого составляет не более 2—3 км.
Перикратоиные прогибы отличаются появлением терригенных флишоид-
ных толщ, повышенным метаморфизмом, наличием гранитных интрузий
во внешних зонах и линейной складчатостью, активизированной!
в приразломных зонах (Косыгин, 1961; Косыгин и Лучицкий, 1961).
На Канадском щите посленижнеархейский этап тектонического
развития начинается также с раздробления цоколя, но протекает
несколько иначе, чем на Сибирской платформе. Здесь также можно
различать прогибы двух основных генераций. Согласно М. С. Маркову
(1963) и Е. В. Павловскому (1962), обобщившим большой литературный
материал по докембрию Канадского щита, здесь вначале возникали
приразломные длинные узкие прогибы в несколько километров шириной
и несколько сотен километров длиной, выполненные обломочными
породами (конгломератами, граувакками, аркозами), а также основными
лавами серии Тимискаминг. Складчатость этой серии сопровождалась-
интрузиями гранитов, одновременно с чем происходила повторная
гранитизация в межвпадинных пространствах.
Ко второй генерации (Гурон) принадлежат впадины геосинкли-
нального типа (к югу от Верхнего Озера, в районе Седбери и на Лаб-
радоре), возникшие по новым разломам. Здесь шло энергичное накопле-
ние осадочных и вулканогенных отложений, в том числе карбонатных
и железорудных формаций, затем складчатость и внедрение разнообраз-
ных интрузий. Примерно в это же время вдоль восточной окраины
щита в пределах широкой полосы, отделенной от центральной части
щита разломом (линеаментом) Гурон — Мистассини и называемой
Е. В. Павловским перикратонным прогибом, формируется серия Грен-
виль — «сложный комплекс карбонатных, обломочных и в меньшей мере
26* ------------------------------------------- 403
вулканогенных пород, метаморфизованных и в большей или меньшей
степени гранитизированных». С этим комплексом связаны наиболее
древние из известных в осадочной оболочке толщи ангидридов и гипсов.
С серией Гренвиль связаны анортозиты, габбро, сиениты и граниты.
Вблизи гранитных массивов фации метаморфизма здесь были близкими
к Алданским. Гранитизация, мигматизация и метаморфизм в гренвиль-
ской серии особо интенсивны. В ней развиты изолированные «мигматит-
гранитные» (гнейсовые) купола, неповсеместно линейная складчатость
и на обширных площадях пологие открытые складки.
Вне прогибов в гуронское время па Канадском щите на его киватино-
1 1 [..S51-^-16 71,сг51s
(1957)^' ДРеВНЯЯ стРУктУРа Южной Африки. По Г. Холмсу и Ю. М. Шейнманпу
I —древнейшие платформенные области; 2 — районы нижнеархейской складчатости (Шамвай-
ский, Лимпопо и Ньянза); 3 — докембрийские прогибы первой генерации (кибараанколий-
скии пояс); 4 — докембрийские прогибы второй генерации (катангиды): 5 — малмасферийские
складки (предположительно байкальская складчатость); 6 — мозамбикский пояс (предполо-
жите ль но байкальская складчатость); 7 — Капицы; 8 — возраст в млн. лет
404 —-...................... ....................... ...................
Все о геологии
http://geo.web.ru/
тимискамингском цоколе формируется платформенный чехол, состоя-
щий из неметаморфизованных пород. Чехол начинается конгломера-
тами и кварцитами, чередующимися с известняками и глинами, выше
которых располагаются конгломераты и граувакки, сменяемые аркоза-
ми и кварцитами. Чехол мощностью до 4,4 км сохранился лишь в от-
дельных прогибах.
В Южной Африке в результате дробления нижнеархейского
цоколя возникают геосинклинальные прогибы по крайней мере двух
возрастных генераций (рис. 84). К первой из них относится Кибара-
Анколийский пояс, ко второй — Катангиды.
Сравнение приведенных трех примеров показывает, что и вторая
стадия формирования фундаментов оказывается сходной для различных
платформ. Общие черты этой стадии заключаются в раздроблении
первичных щитов глубинными разломами и формировании линейных
прогибов геосинклинального типа, принадлежащих по крайней мере
к двум возрастным генерациям. Хотя отдельные прогибы могут быть
приравнены к геосинклиналям, области древних платформ в целом
не могут быть безоговорочно названы геосинклинальными, так как
прогибы в них разделяются обширными остаточными блоками первичных
щитов, а сопряженные с прогибами структурные формы, аналогичные
характерным для геосинклинальных областей геоантиклиналям, здесь
не известны.
Сравнение Балтийского щита с другими районами распространения
древнего фундамента весьма затруднительно. В его пределах в отличие
от Алданского щита, Канады и Южной Африки широко распространены
карельско-свекофеннские (нижнепротерозойские) геосинклинальные
комплексы, испытавшие весьма значительную гранитизацию. Эти ком-
плексы слагают его большую западную часть. Возможно, что наблю-
даемые в северо-восточной части Кольского полуострова древнейшие
блоки катархея с возрастом 3—3,5 млрд, лет могут быть приравнены
к образованиям ранней стадии формирования фундамента других щитов.
Не касаясь вопроса о том, следует или не следует называть
геосинклинальным тектонический режим образования складчатых ком-
плексов, входящих в состав фундаментов древних платформ и относя-
щихся как к первой, так и ко второй стадии их формирования, подчерк-
нем, что этот режим имеет много сходного с геосинклинальными режи-
мами палеозоя, мезозоя и кайнозоя, но и содержит весьма существенные
отличия.
Намеченные здесь стадии развития геосинклинальных систем,
образующих цоколи древних платформ, необязательно должны быть
синхронными. Данные абсолютного возраста пока недостаточны, чтобы
восстановить ход этого развития во времени и определить степень
опережения или запаздывания отдельных стадий в различных районах.
Эти данные, указывающие лишь на время наиболее поздних метаморфи-
ческих процессов преобразования толщ, а не на возраст субстрата,
пока не могут быть использованы для установления стратиграфического
положения толщ, подвергшихся метаморфизму. Необходимо, естественно,
продолжать работы по усовершенствованию методики отбора и исполь-
зования для стратиграфии древних толщ данных абсолютного возраста,
что уже и осуществляется для крупных территорий (Палей, 1965 и др.).
405
ПРОТЕРОЗОЙСКИЕ И ПАЛЕОЗОЙСКИЕ ГЕОСИНКЛИНАЛЬНЫЕ
СИСТЕМЫ ВНЕ ТЕРРИТОРИЙ ДРЕВНИХ ПЛАТФОРМ
На окраинах древних платформ на опустившемся и раздробленном
архейском или архейско-нижнепротерозойском фундаменте распола-
гается складчатый геосинклинальный комплекс протерозойских и палео-
зойских образований. Геосинклинальные системы этих возрастов слагают
также обширные площади между древними платформами. Как пока-
зали палеотектонические реконструкции Алтае-Саянской протерозойско-
палеозойской геосинклинальной области, в протерозое она обладала
отчетливой блоковой структурой, причем изометричные и угловатые
«плоские» блоки разделялись узкими шовными вулканогенно-сланце-
выми геосинклинальными прогибами.
Такая структура Алтае-Саянской геосинклинальной области как
бы говорит о том, что ее первоначальный структурный план определился
раскалыванием осадочной оболочки. Наличие к югу от Сибирской плат-
формы отколотых от ее фундамента угловатых архейских глыб среди
протерозойских отложений (Муйская и другие глыбы), а также ограни-
чение платформы Восточно-Саянским и Южно-Алданским краевыми
швами, секущими простирание архейских толщ фундамента платформы,
говорят о том, что возникновение протерозойско-палеозойской геосин-
клинальной системы было связано с обрушением и раздроблением ар-
хейского (архейско-нижнепротерозойского) кристаллического цоколя.
Об этом также свидетельствуют наблюдаемые на окраинах Русской
платформы соотношения простирания палеозойских геосинклинальных
комплексов Урала, норвежских каледонид и фундамента Скифской
плиты с простираниями архейских толщ фундамента платформы.
Однако известны факты постепенного перехода архейских толщ
в вышележащие геосинклинальные протерозойские образования (Парфе-
нов, 1967). Такие факты говорят о том, что наряду с формированием
наложенных протерозойских или палеозойских геосинклинальных про-
гибов могли существовать участки и может быть целые области, где
в архее и протерозое непрерывно шло погружение, происходили унасле-
дованная седиментация и непрерывное развитие структуры. Вопрос
этот впрочем еще очень мало изучен, чем и объясняется существование
взаимоисключающих точек зрения, одна из которых сводится к призна-
нию постепенного обрастания платформ — последовательного окаймле-
ния геосинклинальными системами древних архейских платформенных
ядер, а вторая — к признанию существования панплатформы как еди-
ного жесткого цоколя, раздробление которого дало начало геосинкли-
нальным системам.
По-видимому, обе эти точки зрения справедливы для частных
случаев, общая же картина заложения и развития протерозойско-
палеозойских геосинклинальных областей значительно сложнее. Среди
протерозойско-палеозойских геосинклинальных систем обычно выде-
ляются байкалиды, каледониды и герциниды (варисциды), а также
иногда ранние каледониды или салаириды. Однако четкое обособление
этих разновозрастных комплексов часто затруднительно, что объяс-
няется общей унаследованностью развития геосинклинальных систем
верхнего протерозоя и палеозоя, что не исключает наложенного харак-
406
тера частных каледонских или герцинских геосинклинальных прогибов.
Это обстоятельство, в частности, отмечено А. А. Богдановым (1961)
на основании обширных исследований, связанных с составлением
тектонической карты Европы. Для территории Западной Европы
он отмечает характерное для палеозойских и протерозойских геосинкли-
нальных комплексов унаследованное развитие. «В областях варисций-
ской складчатости давно существовали геосинклинальные условия раз-
вития в предшествующих каледонской и байкальской эпохах. В областях
каледонской складчатости геосинклинальные условия существовали
также в течение байкальской эпохи. Поэтому во многих складчатых
системах наблюдается сквозное геологическое развитие... Отсутствие
перестроек их структурного плана на рубежах отдельных тектонических
эпох, естественно, приводит к преемственности развития между ними»
(Богданов, 1961, стр. 61). Каледониды Европы характеризуются пре-
обладанием эвгеосинклинальных зон, а варисциды — преобладанием
миогеосинклинальных зон. Это связано с тем, что в различных участках
единой, в общем унаследованно развивающейся протерозойско-палео-
зойской геосинклинальной области эвгеосинклинальное развитие закан-
чивалось в разное время.
Особенности строения и развития протерозойско-палеозойских гео-
синклинальных комплексов (систем) нашли отражение в результатах
тектонических исследований, проводившихся в Урало-Тяныпанской
области, в частности, в уже упоминавшихся работах В. А. Николаева
и А. В. Пейве.
Особенности развития протерозойско-палеозойских геосинклиналь-
ных систем, в частности отличия байкалид, каледонид и герцинид,
специально рассматривались Н. П. Херасковым (1963). Для байкалид
он считает, что характерна широкая краевая зона аллохтонных форма-
ций (образовавшихся за счет платформенных источников сноса), чере-
дующихся с карбонатными толщами и содержащих залежи железных
руд и магнезита, а также в основном россыпи титана и циркона за счет
размыва кристаллического фундамента. Аллохтонные формации крае-
вой зоны сложены в очень многих байкальских складчатых системах
толщами кварцитов или преимущественно кварцевых песчаников,
которые для более поздних геосинклинальных систем не характерны.
Образование этих толщ связано с размывом территорий прилегающих
древних платформ, которые после карельской складчатости испытывали
длительное воздымание. Эти формации обладают большими мощностями
и цикличным строением; при удалении от платформ они сменяются
автохтонными вулканогенными и сланцевыми формациями. Для внут-
ренней полосы внешней зоны и для внутренней зоны байкалид характер-
ны гранитные интрузии и высокая степень метаморфизма. К верхнему
структурному ярусу байкалид Н. П. Херасков относит, например,
песчаники и конгломераты ашинской свиты Башкирии, тиллиты ряда
районов, флишевые отложения Енисейского кряжа. Внешние зоны бай-
калид в Сибири описаны под названием перикратонных опусканий или
перикратонных геосинклинальных систем (Косыгин и др., 1962, 1964).
В каледонидах отсутствуют аллохтонные формации. Автохтонные
формации представлены сланцевыми (глинистые и кремнистые, темные,
реже пестроцветные) и вулканогенными (зеленокаменные спилито-кера-
407
тофировые и андезитовые, реже пестроцветные) толщами и парагенети-
чески с ними связанными карбонатными толщами. Верхний структурный
ярус отсутствует, но разрез часто венчается грубообломочными или
красноцветными отложениями (например, арбатская свита Западного
Саяна). Среди интрузий большое значение имеют гипербазитовые и ос-
новные интрузии, а также кислые интрузии, более или менее отчетливо
связанные с основными. Развиты железорудные, золотые и медные
месторождения.
В герцинидах лишь незначительно развита аллохтонная формация.
Среди преобладающих автохтонных формаций в общем уменьшается
роль сланцевых толщ за счет граувакковых, песчаниковых и карбонат-
ных отложений. Широко развиты гранитные батолиты. Минерализация
весьма разнообразна; распространено вольфрамово-оловянное, золотое,
редкометальное и полиметаллическое оруденение. Хорошо выражен
верхний структурный этаж, формирование которого начинается на ру-
беже нижнего и среднего карбона и который образует системы внутрен-
них и краевых прогибов с морскими молассами, угленосными, красно-
цветными галогенными толщами.
Особенности формационных характеристик байкалид, каледонид
и герцинид склоняют к мысли, что все эти три системы представляют
лишь этапы в общем единого цикла развития протерозойско-палеозой-
ских геосинклинальных областей.
ОСНОВНЫЕ РАЗЛИЧИЯ РАЗВИТИЯ ПРОТЕРОЗОЙСКО-ПАЛЕОЗОЙСКИХ
И АЛЬПИЙСКИХ ГЕОСИНКЛИНАЛЬНЫХ ОБЛАСТЕЙ
Несмотря на ряд общих признаков (разделение областей на геосин-
клинали и геоантиклинали, глубинные разломы, образование краевых
прогибов, интенсивный вулканизм, резкие изменения мощности и фаций,
рельеф и т. д.), между протерозойско-палеозойской и альпийской
геосинклинальными областями тем не менее есть и существенные раз-
личия.
Так, развитие палеозойских геосинклинальных областей рисуется
как переход от геосинклинальных борозд (первичные геосинклинальные
системы) к широким брахигеосинклиналям вторичных систем. Развитие
альпийских геосинклинальных областей представляется, наоборот,
идущим от широких геосинклиналей первого типа к более узким частным
прогибам, разобщаемы^ кордильерами.
Палеозойские геосинклинальные области имеют площадное рас-
пространение, а кайнозойские области обладают линейновытянутыми
очертаниями. Поэтому структурные элементы альпийских областей
построены более линейно и часто образуют крупные параллельные
пучки, которые, претерпевая скучивание, виргации и изгибы в гори-
зонтальной плоскости, прослеживаются на очень большие расстояния.
Палеозойские же геосинклинальные области, как это было отмечено
Н. С. Шатским, только вдоль своих окраин, там, где они ограничены
краями древпих платформ, образуют параллельные пучки (например,
Урал, Аппалачи); в общем же они построены мозаично и для них харак-
терно наличие нескольких господствующих простираний и изометрич-
ность крупных структурных элементов.
408
Мезозойско-кайнозойские геосинклинальные системы Европы, в от-
личие от палеозойских, являются наложенными, и их зональность
не имеет унаследованного характера (Богданов, 1961; Муратов, 1961);
установлено, что они заложились на разнородном фундаменте: местами
на байкальском метаморфическом комплексе, местами на развитых
поверх него близких к платформенным карбонатных палеозойских
толщах, местами на различно построенном складчатом палеозойском
фундаменте (Богданов, Гамкрелидзе, Муратов, Хайн, 1966).
А. Л. Яншин (1962, стр. 7) отмечает, что для байкалид «характерно
постепенное уменьшение интенсивности дислокаций в сторону плат-
формы и отсутствие резкой границы с нею». В области развития ранних
и поздних каледонид «в среднем и верхнем палеозое формировались
структуры особого рода, которые можно назвать орогенными или
позднегеосинклинальными, но не платформенными. В областях развития
герцинид таких структур нет». Для герцинид «характерно первое в ис-
тории развития земной коры появление типичных краевых прогибов
и мощное развитие в эвгеосинклинальных зонах гранитного плуто-
низма». Мезозойская и кайнозойская складчатость «часто раз-
вивалась в геосинклинальных прогибах, возникших на платфор-
менном основании ..., для них характерны типичные срединные
массивы».
Байкальские и мезозойские складчатые системы, как бы начина-
ющие особые циклы тектонического развития, обладают некоторыми
сходными чертами. Эти общие черты заключаются в наличии широких
эпикратонных зон со спокойной и однообразной складчатостью, моно-
тонном характере формаций (Верхоянский комплекс, рифейские ком-
плексы Енисейского кряжа и Урала), имеющих преимущественно аллох-
тонную природу, развитии гранитных интрузий вдоль расколов фун-
дамента.
СОВРЕМЕННЫЕ ГЕОСИНКЛИНАЛЬНЫЕ ОБЛАСТИ
Особо стоит вопрос о современных геосинклинальных системах
(областях). Очевидно, современными геосинклинальными системами
(областями) мы можем считать такие, в которых уже накопились форма-
ции, образующие геосинклинальные ряды, и в которых сохраняются
условия для дальнейшего формирования осадочной оболочки геосинкли-
нального типа. Такие условия должны прежде всего заключаться
в наличии контрастного рельефа и значительных скоростей дифферен-
цированных вертикальных тектонических движений. Мобильность
современной геосинклинальной области может подчеркиваться высокой
сейсмичностью, а проницаемость — наличием вулканов.
В качестве примеров современных геосинклинальных систем
(областей) могут быть приведены: геосинклинальная система Больших
Антил (Марков, Соловьева, Чехович, 1967), область Средиземноморья,
Кавказ, Камчатка, Индонезия, Филиппины. Вопрос о возможности
отнесения к современным геосинклинальным системам островных
дуг и глубоководных желобов рассматривается ниже.
409
ПЛАТФОРМЕННЫЕ ОБЛАСТИ
ДРЕВНИЕ ПЛАТФОРМЫ КАК СТРУКТУРНЫЕ ЭЛЕМЕНТЫ ОСАДОЧНОЙ
ОБОЛОЧКИ. ГРАНИНЫ ПЛАТФОРМ
На поверхности континентов выделяются Русская (Восточно-
Европейская), Сибирская, Североамериканская, Китайская, Южно-
американская (Бразильская), Африкано-Аравийская, Индостанская,
Австралийская и Восточно-Антарктическая древние платформы.
Древние платформы выступают как структурные элементы осадоч-
ной оболочки, обладающие определенным составом и специфической
внутренней структурой. Состав и структуры древних платформ опреде-
ляются наличием двух структурных ярусов — кристаллического фун-
дамента и чехла с их вещественными и структурными особенностями.
Размеры платформ составляют: Русской 2200 X 2800 км, Сибирской
2000 X 2500 км, Китайской 2000 X 3000 км. Североамериканской
3500 X 4000 км, Южноамериканской 3500 X 4000 км, Африкано-Ара-
вийской 7000 X 7000 км, Индостанской 2000 X 3000 км и Австралий-
ской 3500 X 2000 км. Все перечисленные древпие платформы, таким об-
разом, принадлежат к первому порядку двухмерных геологических
тел. Крупнейшие срединные массивы геосинклинальных областей («ма-
лые платформы») по структуре и составу близки к древним платформам,
но отличаются от них по размерам. Размеры Колымо-Омолонского
массива составляют 1000 X 600 км, Таримского 1500 X 500 км, Ти-
бетского 1400 X 400 км. Индо-Китайского 1000 X 600 км, т. е. они
относятся ко второму порядку двухмерных тел.
В плане древние платформы выглядят как неправильные невыпук-
лые многоугольники, стороны которых представляют собой (протяже-
ние до тысяч километров) отрезки, соответствующие крупным глубинным
разломам, ограничивающим платформу (Шатский, 1946, 1947); эти
разломы могут быть названы краевыми швами. Во внутренних
областях многоугольников на продолжении их входящих углов распо-
лагаются зоны дробления фундамента платформ и сопряженные с ними
системы дислокаций в чехлах.
Древние платформы всегда ограничены палеозойскими или более
молодыми геосинклинальными системами. Поверхность фундамента
древних платформ при переходе к этим ограничивающим геосинкли-
нальным системам испытывает резкое погружение. Таким образом,
каждая древняя платформа по поверхности фундамента представляет
собой приподнятый многоугольный блок. При переходе через латераль-
ные границы этого блока отложения платформенного чехла или его
части, по возрасту соответствующей ограничивающему платформу
складчатому сооружению (геосинклинальной системе), испытывают
резкие изменения формационного состава. Таким образом, ограничения
древних платформ имеют ясное структурное (по поверхности фунда-
мента) и формационное (по осадочным толщам чехла) выражение.
ФУНДАМЕНТЫ ДРЕВНИХ ПЛАТФОРМ. ОСОБЕННОСТИ
ИХ СТАНОВЛЕНИЯ
Специфическими являются условия становления кристаллического
фундамента древней платформы как монолитного жесткого цоколя.
Условия эти были, по-видимому, характерны для докембрия с его особым
/,10 --------------------------------------------------------
термическим режимом, широким развитием процессов метаморфизма
и гранитизации, а также с длительным поднятием территорий древних
платформ вслед за эпохой карельской складчатости. Позднее в истории
развития осадочной оболочки такие условия не повторялись.
В отношении становления фундамента древней Сибирской плат-
формы могут быть высказаны такие соображения.
Процессы метаморфизма и гранитизации, которые привели к кон-
солидации фундамента, должны отвечать значительному разогреванию
осадочной оболочки в пределах Сибирской платформы в конце архея.
Такой тепловой активности не было, по-видимому, в геологической
истории Земли после архея. Мантия Земли должна была за сравнительно
короткий промежуток времени израсходовать огромные запасы тепла,
за счет которых «слой» архейских пород мощностью 15—25 км почти
на всей территории платформы в значительной степени превратился
в граниты и гнейсы. Стабильность, обретенная платформой на длитель-
ное время (в течение 1700 млн. лет, т. е. с начала верхнего протерозоя,
на жестком фундаменте формируется неметаморфизованны^ и слабо-
дислоцированный платформенный чехол), обязана, по-видимому, не
новым «жестким» свойствам этих пород, которые могли бы снова изме-
ниться в обратную сторону при соответствующем изменении обстановки,
а исчерпанию на большую глубину энергии в связи со становлением
архейского ядра.
Это же обстоятельство подчеркивается К. В. Боголеповым (1965),
который пишет, что древним платформам свойственна тектоническая
изотропия, которая «должна быть поставлена в связь... с глубоким регио-
нальным метаморфизмом и мигматизацией древнейших складчатых
структур, проявившимися только на ранних стадиях развития лито-
сферы в особой, неповторимой в дальнейшем, физико-химической об-
становке при очень высокой внутренней физико-химической энергии
планеты» (стр. 11). Первичная структура неоднородностей фундаментов
древних платформ «подавлена общим более или менее глубоким мета-
морфизмом, спаявшим древнейшие складчатые комплексы в единую
жесткую систему» (стр. 11).
СТРОЕНИЕ ПОВЕРХНОСТИ ФУНДАМЕНТА ДРЕВНИХ ПЛАТФОРМ.
ЩИТЫ и плиты
Важнейшую и наиболее полную геометрическую характеристику
древних платформ дают структурные карты поверхности фундамента,
которые отражают, с одной стороны, глубины залегания фундамента,
с другой стороны, мощность платформенного чехла. Такие карты имеют
большое практическое значение хотя бы потому, что позволяют оценить
объемы осадочных слабометаморфизованных толщ чехла, с которым
могут быть связаны перспективы поисков нефти и газа. Поэтому такие
карты, наряду с другими данными, всегда кладутся в основу при прогно-
зировании этих полезных ископаемых. Как наиболее наглядные и эконо-
мичные изображения структуры платформ, такие карты вошли в состав
крупнейших тектонических карт последнего пятнадцатилетия. Поверх-
ность фундамента Русской платформы хорошо изучена в связи с при-
менением опорного бурения и большого объема геофизических работ.
411
На примере Русской платформы видно, что фундамент ее сильно
расчленен и образует поднятия и впадины значительных размеров.
Так, например, Прикаспийская впадина, занимающая юго-восточный
угол платформы, имеет размеры 700 X 900 км, Московская впадина —
700 X 1200 км.
Помимо этих крупных, почти изометричных впадин по по-
верхности фундамента выделяются узкие удлиненные впадины —
троги, такие как Днепровско-Донецкая (150 X 1000 км), Пачелмская
(50 X 400 км) и др. Превышения поднятий над впадинами также
весьма значительны. Так, глубина Прикаспийской впадины не менее
10 км, глубина Московской впадины относительно обрамляющих ее
Воронежского поднятия и Балтийского щита более 3 км, глубина
Днепровско-Донецкой впадины относительно обрамляющих поднятий
более 5 км, ПачелМской 2 км.
Существует ряд наблюдений, согласно которым в начале формиро-
вания чехла этот рельеф был весьма выровненным. Например, по данным
А. М. Зав^рицкого и В. П. Батурина (1951), в разрезе Московской
(Военской) скважины на гнейсах был установлен 10-метровый элюви-
альный слой, свидетельствующий о прекращении подъема и замирании
денудационных процессов в этом районе, а возможно и на значительно
большей территории. Этот вывод был подтвержден данными, получен-
ными и по другим районам Русской платформы. Так, у Калуги уста-
новлена мощность элювия кристаллического фундамента от 0 до 27 м
(Веселовская и Завидонова, 1952), а в районе Бавлов до 29 м (Миро-
польская, 1954).
Длительная выровненность поверхности фундамента свидетель-
ствует о том, что расчлененный рельеф этой поверхности формировался
в основном в процессе накопления пород чехла. Это относится
к центральным и восточным частям Русской платформы, но существуют
факты, говорящие, что такая обстановка характерна вообще для древ-
них платформ. Карты поверхности фундамента имеют чисто геометри-
ческий смысл. Однако если фундамент и чехол разделены перерывом,
в течение которого был такой отрезок времени, когда формирование
фундамента уже полностью закончилось, а формирование чехла не на-
чалось, то зта поверхность может рассматриваться, как изохронная,
отделяющая древние породы фундамента от более молодых пород
чехла. При изображении поверхности фундамента на картах обычно
принимается, что эта поверхность является изохронной. На са-
мом же деле перерыв между фундаментом и чехлом часто бывает
«скользящим» в возрастном отношении, а поверхность, изображаемая
на картах рельефа фундамента, не может рассматриваться как изо-
хронная. Например, неизохронен перерыв между фундаментом и чехлом
на Сибирской платформе. Здесь изохрона «1400 млн. лет» на юге плат-
формы проходит через тело Урикского грабена, т. е. лежит в фундаменте,
а на восточном склоне платформы она лежит внутри чехла; следова-
теле, эта изохрона пересекается с поверхностью фундамента. Для
Сибирской платформы составлялись карты, на которых изображались
именно такие неизохронные поверхности.
По положению поверхности фундамента в пределах древних плат-
форм выделяются щиты и плиты.
412
Щитами называют участки древних платформ, где поверхность
кристаллического фундамента совпадает с поверхностью Земли. Плат-
форменный чехол на щитах отсутствует или сохраняется лишь в неглу-
боких впадинах. По Н. С. Шатскому (1947, стр. 476—478), щиты пред-
ставляют собой самостоятельные структурные единицы платформ,
отделенные уступом от плит. «Щиты характеризуются обычно отсут-
ствием осадочного покрова, сохранившегося только в синеклизах,
осложняющих щит; в последних случаях осадочные породы отличаются
совершенно незначительной мощностью... и особенно большими пере-
рывами». Щиты «обладают устойчивостью. Погружение их по своей
величине никогда не достигает тех опусканий, которые характеризуют
соседнюю плиту; поднятия также очень ограничены, не превышая
обычно первых сотен метров». «Очертания щитов отличаются большой
устойчивостью в продолжение длительного времени». А. А. Богданов
(1964) в качестве тектонотипа щитов рассматривает Балтийский щит.
По Н. С. Шатскому (1947, стр. 478), «плиты в противополож-
ность щитам представляют тектонические структуры отрицательные,
опущенные, вследствие чего их осадочный чехол достигает значительной
мощности». Плиты представляют собой прогибающиеся участки плат-
формы [Шатский, 1947 (например. Русская плита, т. е. Русская платфор-
ма без Балтийского и Украинского щитов)], Сибирская плита (т. е.
Сибирская платформа без Алданского, Анабарского и других мас-
сивов).
И. М. Губкин (1934) отмечал неправильность применения термина
«плита» к впадинам со сравнительно спокойной тектоникой в складча-
тых геосинклинальных областях, в частности к Закавказью и Курин-
ской впадине. Он ссылается на определение А. Д. Архангельского
(1932, стр. 5), под словом «плита» понимавшего «обширные участки
земной коры, сложенные в своей основе огромными массивами сильно-
метаморфизованных и дислоцированных докембрийских образований —
кристаллических сланцев, гнейсов и разнообразных изверженных
пород», прикрытых «нормальными неметаморфизованными, в общем
недислоцированными или слабодислоцированными осадочными поро-
дами... Для плит, таким образом, характерно чрезвычайно резкое
различие между докембрийскими породами, образующими фундамент,
и покрывающими их более молодыми образованиями». Следуя этому
определению, неправильно называть «плитой» Куринскую впадину,
поскольку никаких данных для суждения о наличии, составе и харак-
тере поверхности ее глубокопогруженного фундамента не имеется.
Позднее мысль И. М. Губкина о неприменимости термина «плита»
к Куринской впадине была развита М. И. Варенцовым (1942), показав-
шим на основании анализа мощностей и фаций отложений, что Курин-
ская впадина представляет собой составную часть Кавказской геосин-
клинальной области и ни в какой степени не может быть названа
плитой.
Термин «плита» применяется для обозначения молодой платформы
в целом или крупной ее части (например, Западно-Сибирская плита,
Туранская плита, Скифская плита).
Размеры плит для территории СССР подсчитаны Н. И. Буяловым
и Е. В. Захаровым (1964). Плита Русской платформы имеет площадь
413
4200 тыс. км2, плита Сибирской платформы 3100 тыс. км2, Западно-
Сибирская плита 2800 тыс. км2 и Скифско-Туранская 1800 тыс. км2.
Площади неглубокого залегания фундамента или малой мощности
платформенного чехла (до отметки — 1 км) соответственно составляют
для этих плит 33, 14, 21 и 19%, площади глубокого залегания фунда-
мента (1—3 км) — 38, 39, 39 и 46%, а площади очень глубокого зале-
гания (3 км) соответственно 29 , 47 , 40 и 35%. Площадь эпипалеозой-
ской плиты Австралии составляет 3000 тыс. км2 (Соболевская, 1965).
ГЕНЕТИЧЕСКИЕ И МОРФОЛОГИЧЕСКИЕ ОТЛИЧИЯ МОЛОДЫХ
ПЛАТФОРМ ОТ ДРЕВНИХ ПЛАТФОРМ
Протерозойско-палеозойские геосинклинальные области после за-
вершения в них геосинклинального развития (складчатость, магмати-
ческая деятельность и т. д.) с начала юры, с начала пермского периода,
а местами (Англия) даже с каменноугольного периода частично вовле-
каются в обширные прогибания. В результате этих прогибаний на проте-
розойско-палеозойском складчатом цоколе формируется платформенный
чехол. Контуры зон прогибаний, как правило, не считаются с контурами
структурных элементов фундамента, перекрывают геосинклинальные
системы различного возраста, секут их границы и даже частично захва-
тывают площади древних платформ. Таким образом, возникают моло-
дые платформы. Структурная история таких сравнительно
недавно успокоившихся участков глубоко и принципиально отлична
от структурной истории древних платформ.
Тогда как чехлы древних платформ, как правило, отделены от фун-
даментов значительными перерывами, а структурные формы чехлов
не обнаруживают преемственности от структуры фундамента, для
чехлов молодых платформ часто усматриваются структурные и генети-
ческие связи с геосинклинальными комплексами их основания. Этому
не противоречит утверждение, что «плиты молодых платформ заклады-
ваются преимущественно в тех областях, которые в конце геосинкли-
нального этапа развития не испытывали интенсивной орогении» и кото-
рые сложены (в условиях Туранской плиты) слабодислоцированными
породами верхнего структурного яруса фундамента (Гарецкий, Шле-
зингер, Яншин, 1965, стр. 42). Еще более определенны на этот счет
высказывания А. В. Пейве (1960), который пишет, что под молодыми
платформами обычно подразумеваются геосинклинальные области,
претерпевшие весьма длительный этап спокойного развития. Формиро-
вание чехлов молодых платформ А. В. Пейве относит к третьей стадии
формирования геосинклинальных областей — к остаточным геосинкли-
нальным системам, несущим признаки «окончательного угасания
геосинклинального режима», причем в данной стадии не происходит
уже перестройки тектонического плана. Геосинклинальная область
стабилизируется, состояние ее «близко напоминает» платформенное,
что служит «поводом для выделения подобных областей в категорию
так называемых молодых платформ».
Существенны также морфологические различия древних и молодых
платформ. Древние платформы всегда ограничены относительно моло-
414
дыми (неохронными) складчатыми геосинклинальными системами, в ко-
торых докембрийский фундамент опускается на большие глубины.
Таким образом, древние платформы, если рассматривать поверхность
фундамента, представляют собой крупные резко очерченные поднятия.
В пределах древних платформ выделяются щиты, в которых фундамент
на значительных площадях выходит на поверхность, и плиты, где
фундамент покрыт платформенным чехлом различной мощности. Щиты
всегда находятся внутри достаточно четких границ древних платформ.
Применительно к молодым платформам понятие «щит» утрачивает
свою четкость и пространственную определенность. Так, по отношению
к Западно-Сибирской молодой платформе Урал представляет собой
выступ ее складчатого основания, который можно уподобить щиту.
Западнее Урала располагается Русская платформа, значительные
пространства которой сложены с поверхности палеозоем, т. е. отложе-
ниями, одновозрастными с породами фундамента Западно-Сибирской
плиты. На Востоке, вдоль Енисея, из-под пород мезо-кайнозойского
чехла выступают различные элементы Сибирской платформы (Енисей-
ский кряж, Туруханское поднятие, Тунгусская синеклиза).
В качестве типичного примера «щита» молодой платформы Р. Г. Га-
рецкий, А. М. Шлезингер и А. Л. Яншин (1965) указывают Централь-
ный Казахстан, который «по размерам, стратиграфии и даже отчасти
по характеру ограничений» вполне сопоставим с Балтийским щитом. Од-
нако, считая выступы складчатого основания южного обрамления щи-
тами по отношению к Западно-Сибирской плите, мы должны будем
распространить эти щиты на все палеозойские складчатые сооружения
Средней Азии, Монголии и Китая. Таким образом, понятие «щит»
в применении к молодым платформам расплывается и теряет свою про-
странственную и структурную определенность. Одновременно расплы-
ваются контуры платформы. Если быть последовательным в поисках
границ той молодой платформы, к которой принадлежит Западно-
Сибирская плита, и включить в эту «молодую платформу» ее щиты,
то надо на юге дойти до Альпийско-Гималайской складчатой области,
на востоке — до мезозойских складок Сихотэ-Алиня, а на севере —
до кромки Арктического океанического блока.
Взятая в таких контурах молодая платформа включает области
весьма разнообразного строения. Конкретный структурный смысл поня-
тия «молодая платформа» будет при этом утрачен, само понятие станет
относительным и сможет означать лишь все то, что находится вне зоны
молодой мезо-кайнозойской складчатости. Поэтому надо иметь в виду,
что понятие молодой платформы отличается от понятия древней плат-
формы не только по возрастному, но и по структурному признаку.
Вместе с тем следует отметить, что современное состояние территорий
древних и молодых платформ очень сходно, что находит отражение
в их геофизических характеристиках, таких как размах рельефа по-
верхности М, мощность коры, сейсмичность, изменение значений
регионального гравитационного фона (Борисов, 1965), что, однако,
связано с преходящими особенностями земной коры, но не со струк-
турными особенностями осадочной оболочки.
Молодая платформа, понимаемая как структурный элемент оса-
дочной оболочки, выделяемый по вещественному (формационному)
415
признаку, будет соответствовать платформенному чехлу мезозойско-кай-
нозойского, реже также верхнепалеозойского возраста, заключающему
один или несколько структурных этажей, латерально ограниченных,
или линией перехода платформенных формаций чехла в одновозраст-
ные ему геосинклинальные формации прилегающей складчатой системы
(граница первого вида), или линией выклинивания (граница второго
вида).
Молодые платформы (эпипалеозойские плиты), имеющие границы
только второго вида, В. Н. Соболевская (1965) называет огражденными.
Они не примыкают к зонам альпийской складчатости и ограждены
«от влияния протекавших там складкообразовательных движений
жесткими уже консолидированными зонами более древних складчатых
сооружений, выведенными на дневную поверхность». Примеры огра-
жденных плит — Западно-Сибирская, Северо-Германская, Парижский
бассейн, неогражденных плит — Туранская, Скифская и т. п.
При проведении границ молодых платформ по возрасту фундамента
встречается ряд трудностей. Только вдоль границ первого вида склад-
чатые сооружения фундаментов молодых платформ дискордантно сре-
заются более молодыми складками, что А. Л. Яншин (1965) справедливо
считает общим признаком для древних и молодых платформ. Однако
если для древних платформ этот признак справедлив на всем их пери-
метре, то для молодых платформ он справедлив только на отдельных
отрезках там, где чехол латерально переходит в одновозрастные
с ним геосинклинальные образования.
Границы молодых платформ, иногда проводимые по линиям сочле-
нения докембрийского и палеозойского складчатых фундаментов,
в чехле «зачастую не улавливаются и одновозрастные отложения оди-
наковых или близких формаций распространены по обе стороны от них
как на древней, так и на молодой платформе» (Гарецкий, Шлезингер,
Яншин, 1965). Проведенные таким образом границы секут по живому
месту тело чехла, тогда как границы платформ как геологических тел
должны представлять собой зоны перехода формаций чехла в одно-
возрастные им формации прилегающих геосинклиналей (граница пер-
вого вида) или (только в случае молодых платформ) линии выклинивания
чехла. В данном же случае мы имеем дело не с границей платформы,
а с границами разновозрастных складчатых комплексов фундамента,
и нам приходится признать, что молодая платформа (плита) может не-
сколько перекрывать древнюю платформу, а ее граница может распола-
гаться внутри контура древней платформы. Однако задача определения
местоположения перекрытого чехлом молодой платформы края древней
платформы остается весьма существенной. Она может быть решена буре-
нием, геофизическими методами и исследованиями структуры и форма-
ционного состава чехла. В некоторых случаях край древней платформы
четко отражается в структуре чехла. Так, юго-западный край Русской
платформы в пределах Польши выражен расположенной еще в пределах
древней платформы краевой синклиналью и возникшим перед краем
платформы узким глубоким Датско-Польским прогибом (Пожарыский,
1960).
416
ОСНОВНЫЕ ТЕКТОНИЧЕСКИЕ ФОРМЫ В ЧЕХЛАХ
ПЛАТФОРМ
В пределах плит выделяются синеклизы и антеклизы, т. е. крупные
синклинальные и антиклинальные формы. Синеклизы развиты также
на щитах древних платформ, но там они слабо выражены ввиду неповсе-
местности и малой мощности платформенного чехла.
Синеклизы — «платформенные тектонические структуры, пред-
ставляющие чрезвычайно плоские прогибы с едва заметным падением
слоев на крыльях ( от долей метра до 2 м, реже до 3—4 м на километр);
эти прогибы, всегда очень большие по площади, занимают значительные
пространства на платформах и имеют обычно овальную, округлую
или угловатую, иногда весьма неправильную форму... Синеклизы имеют
синклинальную форму только в геологическом смысле, т. е. осевые
части их сложены более молодыми породами, чем крылья; в геометри-
ческом смысле в поперечном сечении осадочный чехол синеклиз имеет
форму выпукло-вогнутой, либо выпукло-плоской линзы» (Шатский,
1947, стр. 479). Глубина прогибания синеклиз совершенно ничтожна
по сравнению с их шириной. «Определяя строение синеклиз как син-
клинальное, мы указываем этим на геологическую сущность этих
форм, а никоим образом не на геометрическую. Последняя вследствие
огромных размеров синеклиз и сфероидальности Земли не будет иметь
синклинальной формы. Так, линия контакта докембрия и палеозоя
в поперечном сечении Московской синеклизы будет иметь форму дуги,
выпуклой к земной поверхности, но значительно большего радиуса, чем
средний радиус Земли. Поверхность контакта палеозоя и мезозоя
в небольшой Украинской меловой мульде приближается по геометри-
ческой форме к плоскости. Только при весьма малых размерах синеклиз
и очень большом прогибании геологическая и геометрическая форма
совпадают» (Шатский, 1947, стр. 290). «При общей выдержанности
литолого-фациального состава пород, слагающих синеклизы, в них
всегда достаточно четко намечаются фациальные изменения пород
и изменения мощностей формаций в зависимости от расположения их
в осевой части прогиба и на крыльях, например появление гипсов
и солей в прогнутых осевых частях синеклиз и возрастание мощностей
формации от крыла к оси» (Шатский, 1947, стр. 292).
Понятие синеклизы введено А. П. Павловым в 1903 г. В 1945 —
1947 гг. оно было разработано Н. С. Шатским. Примерным синонимом
термина «синеклиза» является «субгеосинклиналь». Этот термин
М. М. Тетяева нельзя считать удачным при формационном подходе
к выделению структурных элементов осадочной оболочки, так как фор-
мации платформ в подавляющем большинстве случаев резко отличны
от формаций геосинклиналей. Следует разъяснить, что термины «сине-
клиза» и «субгеосинклиналь» имеют не только структурное, но и исто-
рико-геологическое содержание, т. е. могут быть отнесены к тому или
иному этапу геологического развития. История установления термина
«синеклиза» и его синонимика приведены в специальной статье
Н. С. Шатского (1940); подробно этот вопрос рассматривался также
Н. Н. Форшем (1953).
Тектонотипом синеклизы, по А. А. Богданову (1964), следует
считать Московскую синеклизу. Примерами синеклиз молодых плат-
27 Заказ 206. ------------------------------------------ 417
форм могут быть Чуйская, Тургайская и Сырдарьинская синеклизы
на Туранской плите; размеры их — 400 — 1000 X 250 — 500 км (Га-
рецкий, Шлезингер, Яншин, 1965). Разновидностью синеклиз на древ-
них платформах являются зоны перикратонных опу-
сканий, выделенные Е. В. Павловским для Сибирской платформы.
А. А. Богданов (1964) к этого типа формам, называемым им п е р и -
кратонными прогибами, относит, например, Прикаспий-
скую впадину (синеклизу).
По подсчетам Н. И. Буялова и Е. В. Захарова в пределах СССР
наиболее крупными являются Прикаспийская синеклиза Русской
платформы (4927 тыс. км3) и Тунгусская синеклиза Сибирской плат-
формы (4340 тыс. к.м3). Обе эти синеклизы принадлежат ко второму
порядку тел по объемным размерам в соответствии с предложенной
в главе I классификацией. Остальные синеклизы принадлежат к треть-
ему порядку; наиболее крупные из них Московская (420 тыс. кж3),
Печорская (255 тыс. клг3), Днепровско-Донецкая (416 тыс. км3) на Рус-
ской платформе, Вилюйская (900 тыс. кл3), Хатангская (292 тыс. км3),
Ангаро-Тасеевская (540 тыс. кл3) на Сибирской платформе, Азово-
Кубанская (962 тыс. км3), Терско-Каспийская (825 тыс. кл3) на Скиф-
ской плите и др. По площади все синеклизы (кроме самых маленьких,
например Альминской) принадлежат ко второму порядку (10е—
104 тыс. км2). Самыми крупными по площади являются синеклизы При-
каспийская (394 тыс. км2), Московская (210 тыс. км2), Тунгусская
(965 тыс. кл2) и Вилюйская (225 тыс. км2).
Антеклизы (Шатский, 1945) — положительные гомологи
синеклиз, имеющие антиклинальное строение. В отличие от синеклиз,
где накапливаются наиболее мощные толщи с меньшим количеством
перерывов, на антеклизах мощности уменьшены, часты перерывы
и отсутствуют целые толщи, развитые в соседних синеклизах (например,
Воронежская антеклиза).
Синеклизы и антеклизы являются длительно развивающимися
структурными формами (длительность их развития измеряется пери-
одами и эрами). Многообразие крупных структурных форм чехлов
не исчерпывается синеклизами и антеклизами, представляющими син-
клинальные и антиклинальные изгибы. В чехлах наблюдаются, кроме
того, плоские участки — ступени и пластообразные вершины плат-
форменных сводов, иногда именуемые плинтогенами (Клубов, 1963).
Синеклизе соответствует введенное М. Кэем (1958) понятие авто-
геосинклинали (самогеосинклинали), погружение которой «про-
текало независимо и изолированно от погружений близко расположен-
ных более активных тектонических зон». Тектотипом автогеосинклинали
является Мичиганский бассейн Североамериканской платформы. Зев-
гогеосинклинали М. Кэя отличаются от автогеосинклипалей
наличием прилежащих нагорий, с которых сносится обломочный мате-
риал. Тектотипом зевгогеосинклинали являются бассейны Скалистых
гор, образовавшихся вследствие раздробления края платформы. В СССР,
как считает Н. С. Шатский (1955), зевгогеосинклинали М. Кэя на эпн-
герцинской платформе может соответствовать Ферганский прогиб.
Остановимся на характеристике основных структурных форм
в чехлах молодых платформ. Крупнейшей структурной формой является
418
синклинальная линза, охватывающая в целом чехол молодой плат-
формы. Для обозначения такой линзы был предложен термин «г е о -
синеклиза» (например, Западно-Сибирская геосинеклиза)
(Кузнецов, Косыгин, 1962). Геосинеклизе в какой-то мере может отве-
чать термин М. Кэя — паралиагеосинклиналь (прибрежная геосин-
клиналь), прилагаемая к геосинклиналям, линейно вытянутым вдоль
краев современного континента. К паралиагеосинклиналям принадле-
жат, например, впадины побережья Мексиканского залива и Атлан-
тического побережья, заполненные мезозойскими и кайнозойскими
отложениями, несогласно располагающимися на палеозойских складча-
тых сооружениях, а местами непосредственно на образованиях древней
платформы. Н. С. Шатский (1955) считает, что паралиагеосинклиналям
Северной Америки могут соответствовать некоторые синеклизы За-
падно-Сибирской низменности. Если отвлечься от требования линей-
ности, отражающего специфичность парагеосинклиналей Североамери-
канского континента, контуры которого определяются в основном
очертаниями древней платформы, то к аналогам парагеосинклиналей
как обширных мезозойско-кайнозойских впадин, располагающихся
на фундаменте разного возраста, можно отнести Западно-Сибирскую
геосинеклизу, Туранскую плиту, Прикаспийскую и Причерноморскую
мезозойско-кайнозойские впадины.
Подробная систематика структурных форм молодых платформ
разработана Р. Г. Гарецким, А. Е. Шлезингером и А. Л. Яншиным
(1965). Кроме щитов, о возможности выделения которых в составе моло-
дых платформ было сказано выше, ими выделяется внутри этих областей
несколько категорий поднятий с выходами пород складчатого фунда-
мента. К ним относятся массивы (изометричные диаметром 500 км
и менее — Армориканский, Центрально-Французский и др.) и хребты
(Аппалачи, Урал и др.), которые подобно щитам, по мнению автора,
не следует включать в состав молодых платформ, а также выступы
(диаметром до 100 км — Гарц, Добруджа, Букантау и др.), кряжи
(длиной не более 500 км — Донецкий кряж, Нуратау и др.), гряды
(длиной не более 100 км — Султан-Уиздаг и др.). Области распростра-
нения чехла выделяются в качестве плит (Западно-Сибирская, Туран-
ская, Скифская), а сравнительно небольшие районы распространения
чехла в качестве одиночных синеклиз (Парижская, Зейско-Буреинская,
Сунляо). Выделяются также грабены ранней (Челябинский) и поздней
(Рейнский, Лимань) генерации.
В качестве структурных форм, осложняющих плиты, выделяются
синеклизы (Чуйская, Тургайская, Ханты-Мансийская) глубиной 2—3,
реже 4 км, а также впадины (Приташкентская, Валахская) и прогибы
(Южно-Мангышлакский, Манычский), отличающиеся от синеклиз боль-
шими наклонами крыльев (доли градуса, первые градусы) и большой
глубиной (до 6—10 км)-, диаметры впадин 200—400 км, размеры про-
гибов 500—1000 X 200—300 км. Далее следуют своды с наклонами
крыльев, измеряемыми градусами или долями градусов, изометричной
формой, мощностями чехла 1—3 км, диаметром 200—300 км (Цен-
трально-Каракумский, Ставропольский), седловины (например, Куста-
найская), зоны поднятий размерами 200—400 X 100 X 200 км, иногда
осложненные выступами и грядами (Александровская, Средне-Васю-
27*
419
ганская, Озексуатская и другие зоны), системы мегантиклиналей
и мегасинклиналей размерами 350—800 X 100—300 км (Каратауская
система Мангышлака и др.), моноклинали с наклонами, измеряемыми
долями градуса и первыми градусами, с мощностью чехла 2—7 км,
размерами до 1000 X 100—200 км (например, вдоль Прикопетдагского
краевого прогиба, по окраинам Западно-Сибирской плиты и т. д.),
зоны ступеней размерами 300—500 X 50—200 км (например, Бу-
харо-Хивинская).
Чехлы платформ в значительной степени нарушены дизъюнктив-
ными дислокациями в районах проявлений магматизма (например,
платформенные чехлы с трапповыми формациями, районы распростра-
нения трубок взрыва), в окраинных раздробленных зонах платформ
с контрастным тектоническим рельефом (Скалистые горы, Днепровско-
Донецкая впадина), в авлакогенах; многочисленные сбросы неглубо-
кого заложения развиты в солянокупольных областях платформы
(Прикаспийская впадина). Обширные плоские участки платформ,
лишенные на поверхности проявлений магматизма, такие как Волго-
Уральская антеклиза и Московская синеклиза на Русской платформе,
ранее рассматривались как ненарушенные сбросами, что находило
отражение на профильных разрезах этих территорий. Однако с раз-
витием массового бурения в связи с разведкой и разработкой нефтяных
и газовых месторождений в платформенных областях, начиная с конца
40-х годов, обнаруживается, что в структуре чехлов значительную
роль играют дизъюнктивные дислокации даже на спокойных участках
платформы.
Как сообщают В. В. Половин (1963), И. С. Егоров (1963), П. И. Лан-
гуев и А. Г. Забиров (1964) и др., сбросы с перемещением до 70 м
и целые системы параллельных сбросов были обнаружены в разных
районах Волго-Уральской нефтеносной области на Русской платформе;
сброс с перемещением 17 л и протяженностью 2,5 км встречен в районе
Гдова в Прибалтике; сбросы с перемещением более 100 м описаны
в платформенном чехле Саратовского Поволжья (Ваваева и Иванов,
1960). А. С. Кириллов (1963) предлагает различать следующие разно-
видности разломов на Сибирской платформе:
1) краевые глубинные разломы, «связанные с глубинными разло-
мами складчатых областей, обрамляющих платформу»; с ними связано
возникновение «линейных краевых платформенных структур». Раз-
личаются поперечные и продольные краевые глубинные разломы;
2) расколы — разрывные нарушения платформенного типа, не образу-
ющие линейных систем и связанные с синеклизами, антеклизами и более
мелкими структурными формами; 3) «мертвые» разломы — разломы
фундамента, не оказывавшие существенного влияния на формирование
тектонических форм чехла.
В другой работе А. С. Кирилловым (1966) описаны и системати-
зированы расколы, осложняющие область распространения платфор-
менного магматизма — Тунгусскую синеклизу. Здесь выделяются:
1) трапповые расколы с дайками траппов, сгущенные в районах
синклинальных понижений и представляющие собой криволинейные
разрывы растяжения, группирующиеся в концентрические системы
протяженностью до нескольких десятков километров. Расколы эти
-520
не обнаруживают признаков длительного развития, они секут друг
друга, пересекают одни пластовые тела и перекрываются другими.
Вдоль расколов местами наблюдаются узкие (несколько метров) зоны
смятия слоев. Вертикальные смещения — метры, реже десятки метров;
2) позднетрапповые расколы, с которыми связаны гидротермаль-
ные проявления, прямолинейны, прослеживаются до 150 км и более
и ориентированы, как правило, перпендикулярно или параллельно
бортам синеклизы. Эти расколы представлены узкими зонами дробле-
ния с системами оперяющих трещин и приразломными складками.
Вертикальные смещения измеряются метрами, реже десятками метров,
горизонтальные смещения достигают сотеп метров;
3) послетрапповые расколы, лишенные магматических и гидротер-
мальных проявлений, прямолинейны и не сопровождаются складками.
Смена перечисленных типов разломов во времени отражает посте-
пенную консолидацию толщ, выполняющих синеклизу, в связи с убы-
ванием магматической активности.
Существование разломов в фундаментах молодых платформ и связь
этих разломов с флексурными и антиклинальными изгибами слоев
в чехле, а также наличие дизъюнктивных нарушений и трещиноватости
в чехле устанавливается сейсморазведкой и исследованием кернов
в Западно-Сибирской низменности (Ковальский, 1965; Ковальский
и др., 1965; Крылов и др., 1966; Умперович и др., 1966, 1967). Такие же
дислокации известны на Скифской плите (Успенская, 1965; Швембер-
гер, 1965) и Туранской плите (Бакиров, 1965; Бабаев и Лебзин, 1965;
Наливкин, Острый, Таруц, Шаблинская, 1964; Шейн и Хаймов, 1966).
Разломы южной части Туранской плиты («Каракумская платформа»)
описаны В. В. Семеновичем (1964), который выделяет здесь четыре
типа разломов: 1) глубинные разломы, к которым приурочены линейные
аномалии геофизических полей (гравитационных и магнитных), а также
линейно расположенные разнородные структурные элементы; анома-
лии вызваны глубинными внедрениями магмы; выделяются два глу-
бинных разлома: первый — вдоль линии Мангышлак — Султан-Уиз-
даг — юго-западное ограничение Южного Тянь-Шаня и второй —
Балхаш — Копет-Даг; 2) расколы фундамента, которым соответствуют
ступени в палеозойских фундаментах и флексуры в чехле; 3) эоны
региональных разломов в чехле, возникающие при крупных опуска-
ниях, «как результат реакции толщи осадочных пород»; с ними связаны
грязевые вулканы; 4) разрывы на локальных поднятиях.
АВЛАКОГЕНЫ
Особое место в тектонике платформ занимают авлакогены (греч. —
бороздой рожденные). Авлакогены — это грабены, возникшие
вдоль разломов цоколя платформы на ранней стадии ее развития и за-
полненные отложениями платформенного чехла. Над авлакогенами
в последующие эпохи развивались более широкие синеклизы. Термин
«авлакоген» предложен Н. С. Шатским, который, однако, не успел
опубликовать при жизни свои идеи об этих структурных формах. Теория
авлакогенов была развита его учениками. А. А. Богданов (1961) отме-
чает, что, по Н. С. Шатскому, авлакогены следует определять как
«крупные линейно-ориентированные тектонические впадины, протяги-
------------------------------------------- --------- 421
вающиеся на многие сотни километров и фиксирующие своим рас-
положением направление систем гигантских разломов, рассекающих
фундамент платформы. Авлакогены контролируют зоны накопления
максимальных мощностей рифейских отложений, а также ранние ста-
дии проявления вулканической деятельности. В пределах авлакогенов
породы, слагающие нижние части платформенного чехла, образуют
серии, близкие к формациям миогеосинклинальных зон, иногда слабо-
метаморфизованные и затронутые проявлениями своеобразной склад-
чатости» (стр. 57). По бортам авлакогенов Русской платформы в наибо-
лее древних (рифейских) отложениях чехла развиты пластовые тела лаво-
вых пород габбро-диабазового ряда и туфогенные породы, распростра-
ненные шире и иногда выстилающие внутренние части авлакогенов
(Новикова, 1959). К авлакогенам на Русской платформе Н. С. Шатский
относил Пачелмский прогиб, прогиб Большого Донбасса, Крестцов-
ский прогиб и др.
А. А. Богданов (1961) предложил различать: 1) сквозные авлако-
гены, разрезающие платформу от края к краю (Тиман); к ним же можно
отнести Гондванские авлакогены Индийской платформы, описанные
М. В. Муратовым (1964); 2) поперечные авлакогены, входящие в плат-
форму со стороны одного из краев (Большой Донбасс); в пределах
таких авлакогенов происходит выклинивание миогеосинклинальных
зон, проникающих в глубь платформы. К поперечным авлакогенам
можно отнести Калтасинский авлакоген (Наливкин, Куликов, Морозов,
Сленов, 1964), прослеживающийся по системам разломов северо-запад-
ного простирания в районе Башкирского свода, Осинской впадины
и Бирской котловины на восточной окраине Русской платформы. Длина
авлакогена 350 км, ширина 170 км. Авлакоген расширяется к востоку,
где сливается с понижением фундамента в пределах Предуральского
краевого прогиба. Мощность чехла в пределах авлакогена достигает
6—7 км, из которых 4—5 км приходятся на отложения позднедокемб-
рийского возраста (нижнебавлинская свита). К ограничивающим авла-
коген разломам тяготеют тела позднедокембрийских габбро-диабазов.
В качестве поперечного авлакогена К. В. Боголепов (1962) описал
Туруханско-Игарскую зону, полагая, что Сибирская платформа про-
должается к западу от нее под чехлом Западно-Сибирской геосинеклизы.
К поперечным же авлакогенам можно отнести пальмириды Аравийской
платформы (Уфлянд, 1965). В развитии авлакогена пальмирид, кроме
этапа формирования грабена и этапа формирования перекрывавшего
ее края более широкого прогиба, выделяется третий этап, начало кото-
рого связано с поднятием пальмирид выше уровня моря в олигоцене
и который заключается в горообразовании, продолжающемся до на-
стоящего времени. Е. Д. Сулиди-Кондратьев и В. В. Козлов (1966)
к типу поперечных авлакогенов относит Юдомский авлакоген, отделя-
ющий Алданский щит от Охотского массива; по величине, положению
и истории развития они сравнивают этот авлакоген с авлакогеном паль-
мирид и Большого Донбасса. В качестве поперечных авлакогенов
на Африканско-Аравийской платформе можно рассматривать прогибы
Учарта в Сахаре и прогиб Камеруна; 3) внутриплатформенные авлако-
гены челночного типа, не сообщающиеся с краями платформы. По вре-
мени заложения А. А. Богданов выделяет ранние авлакогены, возник-
422
шие на ранних стадиях развития платформы, и поздние авлакогены
(например, прогиб Донбасса, заложившийся в девонском периоде на
Сарматском щите). Донецкий поздний авлакоген детально описан
А. Я. Дубинским и А. И. Дюковым (1964) как узкий (до 100 км), про-
тяженный (более 1000 км), глубокий (5—12 км и более) прогиб поверх-
ности докембрийского фундамента, включающий Припятский прогиб,
Днепровско-Донецкую впадину и Донецкий прогиб.
Ранние авлакогены, как отмечает А. А. Богданов (1964), на Рус-
ской платформе образуют ортогональную систему, состоящую из авла-
когенов северо-западного (Пачелмский) и северо-восточного (Москов-
ский) простирания. Ранние авлакогены по их роли в формировании
структуры чехла платформы подразделяются на два типа. Авлакогены
первого типа «разделяют сближенные массивы древних щитов (Пачелм-
ский авлакоген) или осложняют строение их сводов (Казанско-Серги-
евский авлакоген)». Эти авлакогены быстро зарубцовываются и над
их бортами возникают валы (Окско-Цнинский вал, Сурско-Мокшинскпй
вал). Авлакогены второго типа представлены по существу системами
авлакогенов; над ними позднее возникают более широкие синеклизы.
Для данного случая А. А. Богданов (1964) предлагает различать две
стадии развития прогиба — стадию авлакогена и стадию синеклизы.
Два типа авлакогенов, подобные выделенным А. А. Богдановым,
указываются также В. А. Клубовым и др. (1966, стр. 904) для Волго-
Уральской области. Ими выделяются авлакогены первого типа, пред-
ставляющие узкие рвы, тенденция к расширению которых «весьма
ограничена» (например, Вятский авлакоген, «вырисовывающийся в виде
узкой трещины, пересекающей погребенный Волго-Уральский щит»),
и авлакогены второго типа, более широкие, которые в стадию развития
наложенного прогиба принимают форму, приближающуюся к изо-
метрической». Узкие грабены, лежащие в основании авлакогенов
Волго-Уральской области и «выполненные рифейскими грубообломоч-
ными породами, к которым местами приурочены интрузивные и излив-
шиеся магматические породы основного состава», именуются осевыми
бороздами.
По морфологическому признаку Г. И. Штех (1965) предложил
выделять: 1) авлакогены, выраженные «одношарнирными» грабенами:
а) выраженные в структуре чехла прогибами и б) со слабовыраженной
инверсией; 2) авлакогены, выраженные двусторонне ограниченными
грабенами: а) необращенные, б) со слабовыраженной инверсией (на-
пример, Пачелмский авлакоген) и в) с завершенной складчатостью
(Тиман); 3) авлакогены, выраженные системой грабенов (Большой
Донбасс, система Вичита).
В последнее время появляются попытки трактовать понятия авлако-
гена в слишком широком объеме. В. Е. Хайн (1964) назвал авлакогены
«микрогеосинклиналямп». В соответствии с этим Г. И. Штех (1965)
склонен считать авлакогеном любой крупный разлом фундамента как
платформ, так и геосинклинальных областей и рассматривать авлако-
гены, как «эмбрионы геосинклиналей». Такое понимание авлакогенов
очень расплывчато и весьма далеко от того четко определенного смысла,
который вкладывал в этот термин Н. С. Шатский, связывая с авлако-
генами развитие синеклиз в чехлах платформ.
423
КРАЕВЫЕ ПРОГИБЫ И КРАЕВЫЕ
СИСТЕМЫ
По периферии платформ местами вдоль ограничивающих их кра-
евых швов располагаются краевые прогибы (Шатский, 1945,
1947), представляющие собой узкие (50—100 км), состоящие из глубо-
ких ванн и разделяющих их поперечных поднятий желоба, выполненные
молассовыми, соленосными, угленосными формациями, как правило,
не содержащие прослоев вулканогенных пород. Формирование краевых
прогибов происходило одновременно с замыканием прилегающей к плат-
форме геосинклинальной системы и поднятием горных хребтов вдоль
края платформы и носило компенсационный характер. Предполагается
(Богданов, 1955), что краевые прогибы развиваются над краевыми
швами и представляют собой, таким образом, подобие надразломных
или шовных синклиналей. В отличие от зон перикратонных опусканий
(по Е. В. Павловскому) или перикратонных прогибов (по А. А. Богда-
нову), формирующихся синхронно со смежными геосинклинальными
системами, краевые прогибы имеют сравнительно короткое время
развития, равное одному периоду (Предуральский прогиб) или даже
одной эпохе (Предкарпатский прогиб). Как отмечают А. А. Богданов,
М. В. Муратов и В. Е. Хайн (1963), краевые прогибы или развиваются
во внешних наиболее погруженных зонах перикратонных опусканий
или наследуются ими.
Краевые прогибы всегда имеют асимметричное строение. Внешние
обращенные к платформе их крылья располагаются на платформенном
основании, а во внутренних крыльях выполняющие прогиб молассовые
формации переходят обычно во флишевые или флишоидные отложения
геосинклиналей. Вытянутая корытообразная форма краевых прогибов,
быстрые изменения вкрест простирания мощностей и фаций выполня-
ющих отложений приближают краевые прогибы к типу геосинклпналь-
ных структур и позволяют рассматривать их как частную геосинкли-
наль особого вида.
Во многих краевых прогибах крылья их, обращенные к платформе,
сложены сравнительно маломощными толщами осадков, представлен-
ных характерными для платформенных условий фациями, и осложнены
пологими и флексурообразными складками платформенного типа.
Наоборот, крылья краевых прогибов, обращенные к складчатой зоне,
сложены мощными толщами геосинклинального типа и осложняются
линейными складками, подчиненными общему простиранию складча-
той зоны.
Учитывая расположение краевых прогибов и особенностей их
внутреннего строения, Ю. М. Пущаровский (1959) выделяет ураль-
ский, карпатский, кавказский и альпийский их типы.
В результате исследования закономерностей появления крае-
вых прогибов Н. С. Шатский пришел к следующим выводам
(1945):
1) при высоком положении складчатого основания древних плат-
форм, т. е. около щитов, отсутствуют краевые прогибы; развитие плат-
форменных частей геосинклинальных складчатых систем заканчивается
обычно раньше, чем развитие внутренних частей (миграция складко-
образования от платформы);
424------------------------------------------------------------
Все о геологии
http://geo.web.riy
2) при низком положении складчатого основания древних плат-
форм, т. е. на плитах, всегда развиваются краевые прогибы; замыкание
приплатформенных частей происходит иногда позже замыкания вну-
тренних геосинклиналей (миграция складкообразования к платформе).
А. А. Богданов (1955) считает неправильным утверждение, что кра-
евые прогибы и краевые швы являются двумя различными типами пере-
хода от складчатых областей к платформам. Согласно А. А. Богданову,
геосинклинальные области от платформ вначале всегда отделяются
краевыми швами. При смене господствовавших нисходящих движений
(геосинклинальный этап) восходящими движениями (орогенный этап)
на складчатом основании внешних частей краевых синклинориев за-
кладываются краевые прогибы; в процессе дальнейшего развития и раз-
растания в сторону платформы краевые прогибы перекрывают краевые
швы, распространяясь внешними своими крыльями на окраинные
зоны платформы. Формации внешних крыльев краевых прогибов рас-
полагаются на платформенном основании несогласно с большим стра-
тиграфическим перерывом. А. А. Богданов отмечает, что низкое поло-
жение складчатого фундамента платформы не является обязательным
условием развития краевого прогиба, указывая в качестве примера,
что Предкарпатский краевой прогиб развился в соседстве с Украинским
щитом. Таким образом, по представлениям А. А. Богданова, плат-
форменные и геосинклинальные области отделяются друг от друга
краевыми швами, которые могут быть перекрыты краевыми прогибами.
Заметим, что стройная концепция А. А. Богданова основана на изу-
чении Предкарпатского прогиба, вдоль оси которого по тектоническим
и геофизическим (гравиметрия) соображениям предполагается краевой
шов, перекрытый отложениями прогиба; шов четко разделяет прогиб
на внутреннее и внешнее (платформенное) крылья с различным харак-
тером складчатости.
Такие же соотношения краевого прогиба с краевым швом указы-
ваются В. Г. Казьминым (1965) для северо-западного края Аравийской
платформы. Здесь в зоне краевого шва сформировался в миоцене
Сейханский краевой прогиб.
Название «краевой прогиб» само по себе не несет определенной
смысловой нагрузки и могло бы обозначать любой прогиб, расположен-
ный на краю чего-либо (в этом смысле термин «перикратонное опуска-
ние» значительно более ясен). Поэтому не удивительно, что существует
большое количество толкований термина «краевой прогиб». На это
обстоятельство обратил внимание В. Е. Руженцев. Он отметил, что
«область, которую принято называть краевым или передовым прогибом,
можно рассматривать с трех точек зрения: геоморфологической, лито-
логической и тектонической» (1948, стр. 102). В соответствии с этим
различаются три понятия:
1)предгорнаядепрессия — «понижение рельефа, вклю-
чая и подводный, возникшее впереди горных цепей; центральные части
депрессии совпадают с максимальными глубинами моря, но не обяза-
тельно с максимальными мощностями осадков (Руженцев, 1948,
стр. 102);
2) передовой прогиб — в соответствии с определением
Н. М. Страхова (1946) — зона максимального прогибания и аккуму-
425
ляции терригенных толщ; зона эта может мигрировать на платформу,
а выполняющие ее толщи могут претерпевать складчатость и образо-
вывать новые горные сооружения;
3) краевой синклинорий — в соответствии с определе-
нием, данным для краевого прогиба Н. С. Шатским (1945), — крупная
синклиналь на границе платформенной и геосинклинальной областей.
Следует заметить, что в действительности Н. С. Шатский вклады-
вает в понятие «краевого прогиба» и структурное, и литологическое
содержание. «Краевой прогиб» — это образование, занимающее строго
определенное положение в пространстве и времени и фиксирующее
момент замыкания геосинклинали. По Н. С. Шатскому, «краевые про-
гибы, особенно резко прогибающиеся в заключительные этапы форми-
рования складчатых систем, лучше и точнее других тектонических
форм определяют возраст ограничиваемых ими складчатых поясов»
(1948, стр. 612).
Краевой прогиб представляет собой определенное структурное и
историко-геологическое образование. Нельзя согласиться с теми иссле-
дователями, которые понятие «краевой прогиб» толкуют очень широко,
подразумевая не только краевой прогиб в изложенном только что
понимании, но и обширные окраинные части платформ, вовлеченные
в прогибание, одновременное с интенсивными тектоническими про-
цессами в смежной геосинклинальной области. Так, иногда непра-
вильно указывается, например, что Предуральский прогиб в верхне-
пермскую эпоху перемещался в районы Заволжья (Форш, 1953),
Предкарпатская и Азово-Кубанская краевые впадины рисовались
М. В. Муратовым (1946) в очень широких границах, охватывающих
и собственно краевые прогибы, и значительные по размерам прилега-
ющие пространства платформ. Прикаспийская впадина, платформен-
ный характер которой строго доказан глубинными сейсмическими
исследованиями, Г. А. Вахрушевым и А. П. Рождественским (1953)
понимается как некая разновидность краевого прогиба и т. д. Во избе-
жание недоразумений термин «краевой прогиб» можно и необходимо
применять в определенном и строгом смысле. Что касается предгорных
впадин (прогибов), то они занимают свое определенное место среди
структурных форм (элементов) осадочной оболочки. Ю. М. Пущаров-
ский (1949) относит их в отличие от краевых прогибов, являющихся
позднегеосинклинальными, к категории послегеосинклинальных.
Заслуживает внимания предложение Л. П. Зоненшайна, В. П. По-
никарова, А. К. Уфлянда (1966), выделяющих краевые си-
стемы, т. е. «обширные структурные образования, располагающиеся
по границе платформ и геосинклинальных областей, вовлеченные в про-
гибание в эпоху интенсивной тектонической активности смежных
с ними геосинклинальных зон» (стр. 6). Краевые прогибы занимают
наиболее прогнутые части краевых систем. Отложения, выполняющие
краевые прогибы, связаны с подстилающими их толщами, входящими
в краевые системы, как правило, постепенными переходами. Краевые
системы слагаются преимущественно платформенными формациями,
также молассами, а в пригеосинклинальных частях иногда флише-
подобными толщами. Краевые системы амагматичны. Краевые системы
асимметричны; для приплатформенных их бортов характерны дислока-
ции платформенного типа, для пригеосинклинальных бортов — линей-
ная складчатость. Хотя пригеосинклинальные части краевых систем
в формационном и структурном отношениях приближаются к геосин-
клинальным, краевые системы целиком закладываются на платформен-
ном основании. Краевые системы и краевые прогибы, рассматриваемые
как конечная стадия их развития, проявляются вдоль линейных склад-
чатых систем (Альпийская зона, Урал, Аппалачи). «Палеозоиды Азии,
имеющие мозаичный, петельчатый структурный рисунок, не сопро-
вождаются краевыми системами» (стр. 17).
В развитии краевых систем намечаются три стадии: 1) стадия
спокойного погружения, соответствующая перикратонным опусканиям,
одновременная с началом дифференциации смежной геосинклинальной
области; 2) стадия глубокой впадины, иногда некомпенсированная
осадконакоплением; 3) стадия краевого прогиба, соответствующая
воздыманию геосинклинальной области.
Примерами краевых систем могут быть: Камско-Уфимский прогиб
и Предуральский краевой прогиб, Предкавказская депрессия Скифской
плиты и Предкавказский краевой прогиб; опущенная часть Аравийской
платформы и Месопотамский краевой прогиб с прилегающими зонами
Загроса и т. д.
Следует заметить, что краевые системы, как они понимаются
Л. П. Зоненшайном, В. П. Поникаровым, А. К. Уфляндом, предста-
вляют собой крупные тектонические формы, выделение которых имеет
большое значение при районировании платформенной площади по
перспективам нефтеносности и газоносности. Однако выделение кра-
евых систем в качестве структурных элементов по формационному
признаку не может быть осуществлено в силу «неспецифичности» основ-
ной массы слагающих их платформенных формаций. Поэтому очень
трудно предложить принцип ограничения краевых систем со стороны
платформы. В этом смысле краевые прогибы в трактовке Н. С. Шатского
обладают некоторым преимуществом. Они могут быть выделены в ка-
честве структурного элемента осадочной оболочки, поскольку обла-
дают набором специфических формаций. Однако надежно оконтурен-
ными они могут быть только со стороны геосинклинальной области.
Со стороны платформ вследствие монотонности формационного состава
их оконтуривание затруднительно, что ясно ощущается при составле-
нии тектонических карт (Шарданов, 1966).
Рассмотрение краевых прогибов и краевых систем в историческом
аспекте также говорит о большей конкретности первого понятия. Кра-
евые системы могут различаться в толщах любого возраста, по крайней
мере от протерозоя до неогена, краевые же прогибы возникают лишь
начиная со второй половины палеозоя при ограничении платформ
герцинскими, мезозойскими или альпийскими складчатыми системами.
С каледонидами и более древними складчатыми системами типичные
краевые прогибы не связаны. Иными словами, краевые прогибы по-
являются на определенной стадии развития структуры осадочной
оболочки.
427
НЕКОТОРЫЕ ОСОБЕННОСТИ РАЗВИТИЯ ЧЕХЛОВ
ПЛАТФОРМ
Отложения чехла начинают накапливаться на фундаменте древней
платформы после того как фундамент консолидировался и процессы
его метаморфизма и гранитизации прекратились. Однако в различных
участках платформы формирование фундамента может закончиться
в разное время и накопление чехла также может начаться разновре-
менно. Например, как уже указывалось, на Сибирской платформе
на склонах Анабарского массива происходило накопление чехла,
в то время как на юге платформы продолжалось формирование фунда-
мента. На Североамериканской платформе в гуронское время в цен-
тральной ее части формировался чехол, тогда как в Гренвильской
зоне продолжалось формирование фундамента. Платформенный облик
имеют ятулийские отложения Балтийского щита в пределах Карель-
ского и Мурманского срединных массивов, разделяющих геосинкли-
нальные системы карелид, в которых в то же время продолжалось
формирование фундамента. Е. В. Павловский (1963) проводит парал-
лель между гуроном и ятулием и справедливо подчеркивает близость
их тектонических особенностей. Значительно шире распространен более
молодой иотнийский чехол, но и во время его накопления продолжает
формироваться фундамент, что находит отражение в образовании
массивов рапакиви и других изверженных пород. Даже в послеиотний-
ское время (1420—900 млн. лет) местами продолжалось внедрение
гранитов, а также складчатость в иотнийских толщах («свеко-норвеж-
ская регенерация») (Палей, 1963). Эта обстановка сходна с тем, что
мы наблюдаем на Сибирской платформе, где в этом же интервале вре-
мени на восточной склоне Алданского щита и на склонах Анабарского
щита происходит формирование платформенного чехла, а в Урикско-
Ийском и Охотском грабенах одновозрастные осадки сминаются
в складки и прорываются гранитами. По данным А. Дю-Тойта (1957)
и Ю. М. Шейнманна (1957), к отложениям чехла, образовавшимся
до времени завершения формирования фундамента в Южной Африке,
относятся витватерсрандская и трансваальская системы.
Таким образом, по крайней мере на нескольких платформах про-
цесс перехода от этапа формирования фундамента к этапу формирова-
ния чехла был сложным и неравномерным. На Русской и Сибирской
платформах можно проследить, что этот переход сопровождался раска-
лыванием фундамента. Вдоль разломов фундамента возникли узкие
троги, заполнившиеся осадочным и вулканогенным материалом и пред-
ставлявшие собой зачатки авлакогенов. Отложения авлакогенов на
многих участках платформы оказывались наиболее древними отложе-
ниями чехла. Например, наиболее древние отложения чехла Сибирской
платформы известны в Улканском авлакогене, наиболее древние отло-
жения Русской плиты (вне щитов) заполняют Пачелмский авлакоген.
А. С. Новикова (1965) считает, что одновременно с формированием
авлакогенов на разделяющих их пространствах, названных ею (Нови-
кова, 1961) остаточными щитами, происходит процесс
гранитообразования, т. е. по существу продолжается формирование
фундамента. Это лишний раз подчеркивает, что начальные этапы фор-
мирования чехла синхронны с конечными этапами формирования фун-
428
дамелта, и что оба эти процесса отнюдь не отделены друг от друга огром-
ным интервалом времени, как это еще считалось недавно. Относительно
молодые (1640 млн. лет) граниты рапакиви известны также на Балтий-
ском щите; их массивы (Выборгский, Смоландский и др.) образуют
относительно тонкие пластины площадью в десятки тысяч квадратных
километров. Наличие внутри пластовых тел рапакиви прослоев эффу-
зивов и постепенные переходы гранитов в неизмененные осадочные по-
роды склоняют А. С. Новикову (в соответствии с высказываниями
шведских ученых X. Г. Баклунда и Дж. Седерхольма) к мысли о мета-
соматическом образовании рапакиви в обширных плоских впадинах —
синодеях (Новикова, 1964), первоначально заполненных вулкано-
генно-осадочными образованиями, в частности иотнийскими песча-
никами. Если это так, то намечается еще одна форма связи между
фундаментами и чехлами древних платформ, заключающаяся в воз-
можной гранитизации на отдельных участках нижних членов чехла,
в присоединении (приплавлении) их к кристаллическому фундаменту.
С течением времени площадь распространения отложений чехла
постепенно увеличивается и чехлом затягивается вся платформа, за
исключением щитов в современных их контурах. Затягивание платформ
чехлом происходило неодновременно на разных платформах. Так,
Сибирская платформа была «затянута» в венде (самые верхи протеро-
зоя), Русская платформа — только лишь в верхнем девоне.
Формирование чехлов древних платформ происходит неравномерно.
Обычно можно выделять несколько этапов, начинающихся опуска-
ниями платформы и трансгрессиями и заканчивающихся поднятиями
платформы и регрессиями. Каждому этапу соответствует свой струк-
турный этаж в чехле платформы. Структурные этажи имеют свою
формационную характеристику. Наличие разделяющих структурные
этажи денудационных поверхностей, «охватывающих почти целиком
всю платформу», позволили Н. С. Шатскому (1945, 1946) выделить
каледонский, герцинский (включая нижний триас) и альпийский этапы
формирования чехла Русской платформы. На Сибирской платформе
отчетливо выделяются протерозойский, нижнепалеозойский, средне-
палеозойский, верхнепалеозойский (включая нижний триас) и мезо-
зойский структурные этажи. Каждый такой структурный этаж обладает
своим структурным планом, однако основные тектонические формы
чехла обычно наследуются от этапа к этапу. Так, например, Москов-
ская синеклиза на Русской платформе и Вилюйская синеклиза на
Сибирской платформе отчетливо выражены во всех структурных этажах
чехла. На Индийской платформе (Муратов, 1964), значительная часть
которой оказалась не «затянутой» чехлом, структурные этажи чехла
особенно резко обособлены как по вертикали, так и по площади. Рас-
пространение верхнепротерозойского этажа (Виндийская, Куддапах-
ская серии) было ограничено грабенообразными впадинами на северо-
западе платформы. Второй структурный ярус, заполнивший систему
Гондванских авлакогенов, формировался с карбона до начала мела.
Формировавшиеся с юры до неогена перикратонные прогибы, а также
трапповая впадина Деккана (верхний мел — эоцен) составляют третий
структурный этаж чехла. К четвертому этажу могут быть отнесены
неогеновые предгорные прогибы — Пенджабский, Предгималайский,
429
Ассамский и др. На Индийской платформе вследствие большого пере-
рыва в формировании и территориальной разобщенности разновоз-
растных образований целостность чехла в значительной мере утрачи-
вается, он как бы распадается на отдельные линзы, одновозрастные
системы которых могут рассматриваться как прерывистые струк-
турные этажи.
В качестве одного из важных признаков отличия молодых платформ
от древних А- Л. Яншин (1965) указывает «активность дислокаций
чехла и унаследованность их плана», связанные с незначительностью
«промежуточного времени между эпохой складчатого фундамента и воз-
растом дислоцированных пород чехла». Там, где фундамент каледон-
ский, унаследованные дислокации выражены слабее, там, где гер-
цинский, — сильнее. Вверх по разрезу чехла они везде затухают.
А. Л. Яншин, прослеживая степень дислоцированное™ пород чехла
снизу вверх для Тургайского прогиба, Парижского бассейна и Туран-
ской плиты, определяет, что время проявления унаследованных дисло-
каций не превышает 150—200 млн. лет. Отражение структурных форм
фундамента в строении чехла отмечается также для Скифской плиты
(Мпрчинк и др-, 1965).
Важно подчеркнуть различие соотношений чехла и фундамента
на древних и молодых платформах. Так, если развитие чехлов древних
платформ и осложняющих их тектонических форм в значительной
степени обусловливается устойчивостью кристаллического основания
и движениями его глыб, а сама форма чехла в целом отражает форму
древнего консолидированного блока, представляющего собой фунда-
мент, то развитие чехла молодой платформы обусловливается круп-
ными тектоническими опусканиями, связанными с глубинными про-
цессами, распространение которых в общем не зависит от огра-
ничений древних структурных элементов, которые можно выделить
в фундаменте этой области.
Связь молодых платформ с молодыми опусканиями, обусловлен-
ными глубинными процессами, косвенно подтверждается геофизи-
ческими данными. Н. Н. Ростовцев (1966) отмечает, что Западно-
Сибирская низменность характеризуется полосовыми положительными
аномалиями силы тяжести, что может свидетельствовать о приближении
здесь к поверхности границы Мохо, а для обрамляющих поднятий
характерны пониженные значения силы тяжести, что может указывать
на большую мощность сиалической оболочки. Н. Н. Ростовцев считает,
что «возникновение самой Западно-Сибирской низменности обязано
этому резкому различию в строении глубоких недр».
В качестве второй особенности молодых платформ А. Л. Яншин
указывает четко выраженное двухъярусное строение чехла.
К нижнему структурному ярусу чехла на Западно-Сибирской
плите А. Л. Яншин относит, например, рэт-лейасовые отложения Челя-
бинского грабена, отделенные четким несогласием от палеогеновых
толщ, и эти же отложения более южных районов Туранской плиты,
где они согласно перекрываются вышележащими отложениями чехла.
Стратиграфический диапазон нижнего структурного яруса изменчив,
мощность его может достигать нескольких километров. Породы, обра-
зующие нижний структурный ярус, представлены в континентальных
430
фациях угленосными толщами, а в морских — темными аргиллитами
с прослоями сидеритовых песчаников.
Нижний структурный ярус Туранской плиты изучался Р. Г. Га-
рецким, И. Б. Дальяном, С. Н. Наумовой и А. Е. Шлезингером (1963),
которыми составлена карта его распространения. В. Н. Соболевская
(1962) для огражденных плит считает нецелесообразным выделение
нижнего структурного яруса, так как грабены и депрессии распро-
странены прерывисто и их отсутствие не изменяет характеристики
плиты; посторогенный или предчехольный этап развития огражденных
плит аналогичен стадии образования авлакогенов на древних
платформах.
А. Л. Яншин (1965) отмечает, что на молодых платформах в связи
со слабой изученностью низов чехла и некоторых формаций фунда-
мента часто под названием «промежуточного», «переходного» или «пара-
геосинклинального» яруса объединяются самые разнородные комплексы
отложений, а именно молассы краевых и межгорных прогибов герци-
нид, эппгеосинклинальные средне- и верхнепалеозойские отложения
на каледонидах и нижнемезозойские отложения грабенов. В фунда-
ментах молодых платформ иногда выделяют верхний структурный
ярус, который соответствует тому орогенному этапу развития геосин-
клинальной области, который предшествовал наступлению квази-
платформенного состояния. Выделение верхнего структурного яруса
фундамента обосновано на примере Туранской плиты И. С. Вольвов-
ским, Р. Г. Гарецким, А. Е. Шлезингером, В. Н. Шрайбманом (1965).
К верхнему структурному ярусу эти исследователи относят молассовые
и другие отложения, заполнявшие краевые, периклинальные и вну-
тренние прогибы и впадины.
* *
*
Подводя итоги описанию платформ, следует еще раз подчеркнуть,
что под этим названием объединены структурные элементы осадочной
оболочки (они же могут рассматриваться как крупные структурные
формы), обладающие одним обидим признаком — двухъярусностью
строения и обязательным наличием в качестве верхнего структурного
яруса платформенного чехла, образованного слабодислоцированными
и слабометаморфизованными толщами. Согласно принятой историко-
геологической интерпретации строения платформ, чехол является
результатом длительного спокойного развития платформы как круп-
ного стабильного, в общем не подверженного контрастным движениям
участка осадочной оболочки. Сплошное распространение чехла на
всей территории платформы не является обязательным. В состав
платформы принято включать также участки, где тело чехла образует
прогалины, при условии, если эти участки окружены областями рас-
пространения чехла или включены в них (щиты, выступы фундамента
на древних платформах, выступы, кряжи и гряды на молодых плат-
формах). Сказанным общие черты древних и молодых платформ исчер-
пываются. Различия же их настолько существенны, что можно пред-
полагать, что они обладают различным генезисом. Древние платформы
представляют собой поднятые угловатые блоки, ограниченные зонами
перехода платформенных формаций чехла в синхронные им геосинкли-
431
нальные формации окружающих складчатых сооружений, молодые же
платформы обладают подобными ограничениями лишь на отдельных
участках их периметров, на значительной же протяженности их гра-
ницы определяются линиями выклинивания чехла. Таким образом,
если древние платформы выступают как остаточные поднятия с угло-
ватыми очертаниями, молодые платформы представляют собой крупные
опускания (геосинеклизы) амебообразной формы с краями и «щупаль-
цами», заходящими местами на территории древних платформ (При-
каспийская впадина, Таймырская депрессия), и оборванные уступами
вдоль молодых геосинклинальных систем.
Древние и молодые платформы различаются в генетическом отно-
шении: если развитие первых определяется слабыми блоковыми дви-
жениями древних в общем инертных метаморфизованных фундаментов,
то развитие вторых определяется обширными прогибаниями, вызван-
ными изменяющими структуру земной коры активными процессами
в глубоких недрах Земли.
ВНУТРИКОНТИНЕНТАЛЬНЫЕ ВПАДИНЫ И СВОДОВЫЕ
(ЭВГИМНИЧЕСКИЕ) ПОДНЯТИЯ
Геосинклинальные и платформенные области, представляющие
собой основные структурные элементы осадочной оболочки, характери-
зуются значительными объемами геологических формаций и сплошным
их распространением. Вместе с тем на обширных континентальных
пространствах, в тектоническом отношении представляющих собой
крупнейшие длительно существующие поднятия — континен-
тальные своды, возникали и развивались внутриконтиненталь-
ные впадины, которые могли в значительной степени уничтожаться
за счет последующей денудации. Хотя их роль в строении осадочной
оболочки очень невелика, они являются свидетелями длительных
этапов тектонического развития крупных участков земной поверхности.
Действительно, тектонические процессы, происходящие в конти-
нентальных условиях и оставляющие относительно небольшие веще-
ственные следы в структуре осадочной оболочки, играют весьма замет-
ную роль в ее общем тектоническом развитии. Достаточно указать,
что в мезозое и палеогене в среднем 75 % площади современных мате-
риков принадлежало крупным континентам, т. е. относилось к конти-
нентальным сводам с их специфической тектонической жизнью. Можно
сослаться также на относительную длительность континентальных
условий, продолжительность существования которых, например, для
территории Сибирской платформы составляла 60% длительности
фанерозоя.
Крупнейший мезозойско-кайнозойский континентальный свод
Азии осложнен многочисленными и разнообразными впадинами мезо-
зойско-кайнозойского возраста. Системы впадин закладывались на
платформенном и геосинклинальном основании, вдоль древних глу-
бинных разломов, на древних раскалывающихся щитах (например,
Алданском), внутри палеозойских прогибов, с которыми их связывают
некоторые черты унаследованности. Каждая впадина представляет
собой геологическое тело с определенной формационной характеристи-
432
кой и, следовательно, может рассматриваться, как структурный эле-
мент того участка или блока осадочной оболочки, к которому она при-
надлежит. Межвпадинные пространства представляют собой выступы
того фундамента (любого строения, необязательно складчатого), на
котором сформировались впадины. Можно рассматривать впадины,
имеющие формационное выражение, и совершенно обнаженные или
эвгимнические (Косыгин и Лучицкий, 1962) межвпадинные простран-
ства, как единые системы одновозрастных структурных форм. Фунда-
мент, слагающий межвпадинные эвгимнические пространства, не-
сомненно испытывал деформации, синхронные с образованием впадин.
Представления о развитии эвгимнических структурных форм мы можем
основывать лишь на гипотезах, построенных на косвенных признаках.
Так, например, некоторые данные о развитии эвгимнических форм
можно получить, наблюдая разломы, пересекающие впадины и смежные
эвгимнические формы, изучая одновременные с формированием впа-
дины проявления магматизма и межвпадинных пространств, а также
выясняя палеогеографические особенности отложений, выполняющих
смежные впадины. Для молодых (кайнозойских) систем могут быть
также использованы неотектонические (скорости и распределение
современных и новейших тектонических движений) и геоморфологи-
ческие данные. Совокупность внутриконтинентальных впадин и раз-
деляющих их эвгимнических форм образует континентальный ряд
тектонических форм. Крупнейшими поднятиями в этом ряду являются
континентальные своды. Различаются более низкие последовательные
ранги поднятий (Боголепов, 1966); пояса сводовых поднятий (например,
Южно-Сибирский), области сводовых поднятий (Приенисейское, Бай-
кал ьско-Селенгинское). Выделяются три типа областей сводовых под-
нятий — центрально-сибирский, алтае-саянский и забайкальский
(табл. 8).
Особенности развития сводовых поднятий исследовались И. В. Ко-
решковым (1960) на основе анализа разнообразных признаков, в том
числе геоморфологических, палеогеографических, гидрографических
и стратиграфических.
Континентальные впадины разнообразны. Вопрос их типизации
может рассматриваться в различных аспектах.
Во-первых, типы впадин могут выделяться по морфологическим
признакам и соотношениям впадин со сводовыми поднятиями. По этим
признакам К- В. Боголепов (1966) различает три группы впадин.
Первая группа представлена плоскими депрессиями (Муруктинская
впадина Центрально-Сибирской области сводовых поднятий), сопря-
женными с пологими сводами (Анабарский, Путоранский). Ориенти-
ровка впадин обусловлена блоковым строением осадочной оболочки,
но дизъюнктивные дислокации не играют заметной роли в их строении.
Вторая группа — грабен-синклинали, сопряженные с горст-антикли-
нальными поднятиями (Западно-Саянское, Кузнецкое); их границы
определяются разломами. Третья группа — рифтовые грабены (юрско-
меловые впадины Яблоново-Становой области и триас-лейасовые впа-
дины Восточного Зауралья и Тургая) — см. табл. 9.
Во-вторых, типы впадин можно выделять по характеру взаимо-
отношений их с фундаментом.
28 Заказ 206. --------------------------------------- 433
Таблица 8
434
Типы областей сводовых поднятий Сибири
(по К. В. Боголепову)
Наименова- ние типа Характер деформаций земной коры Типы впа- дин Геологические формации Мощность отложений во впадинах, м Магматизм Примеры
интрузивный еффузивный
I ТПП (централь- но-сибир- ский) Пологие изгибы при незначитель- ной роли раз- рывных наруше- ний I В зависимости от климата поли- миктовые или каолиновые, ассоцпир ующпеся с корами вывет- ривания Десятки, редко первые сотни метров Отсутствует Центрально- Сибирская область в юре и неокоме, Ка- захская и Алтае- Саяиская области в мелу
II тип (алтае- саяпский) Изгибы, пере- растающие в дифференциро- ванные движения блоков II Терригенная, часто угленосная, молассоидная До 1500—2000 Возможны пай- ковые фации и интрузивные тела, не вскры- тые денудацией Отсутствует или выражен слабо Казахская область в сред- ней юре, Алтае- Саянская область в средней — верхней юре
III тип (забайкаль- ский) На фоне сводо- вых изгибов резко выражен- ные дифференци- рованные движе- ния блоков III Вулканогенно- терригенные и терригенные, часто угленосные, молассоидные До 2000 и более Интрузивные тела (в том числе вулкапопл утоны) гранитоидов нормального и Щелочного состава Базальты, анде- зиты, липариты и их щелочные разности Я блопово-Стано- вая область с триаса до бар- рема, Уральская и Таймырская области в триасе
Таблица 9
Важнейшие типы виутрпконтпнснтальных впадин Спбпри
8? (по К. В. Боголепову)
Тип Размеры Мощ- ность отложе- ний, м Градиент мощ- 1 ности, м/км Скорость осадко- накопле- ния, м Характер ограничения Складчатость Геологические формации Метамор- физм Примеры
площадь, тыс. кв. км отноше- ние длины к ширине
млн. лет
I До 100 сл сл ’• ьь. Саз । Десятки и пер- вые сотни Редко более 10 5-10 Седимен- тационный Отсутствует или выражена слабо В зависимости от климата полимиктовые или каолино- вые, ассоции- рующиеся с ко- рами вывет- ривания Отсут- ствует Муруктпнская, Аганалпйская
II До 25 5:1- 5:2 До 1500— 2000 50—100 40—60 Седимента- ционный и дизъ- юнктивный Молассоид- ные, часто угленосные Начальный в зонах разломов Тувинская, Кузнецкая, Карагандин- ская
>—< 435 До 1,5-2,0 8:1- 10:1 До 2000 и более 100 и более До 100 Дизъ- юнктив- ный Конседимен- тационная; постседимеп- тациопная; «изгиба» вдоль дизъюнктив- ных границ Молассоидные, вулканогенно- осадочные и угленосные Начальный п контак- товый Рифты Забай- калья, Восточ- ного Зауралья, Восточно- Саянской и Алтае- Кузнецкой зон разломов
Одну из главных разновидностей составляют крупные, в общем
изометричные и угловатые, обычно глубокие (5—8 км) впадины на
докембрийских глыбах, окруженных палеозойскими складчатыми со-
оружениями и горными системами — впадины Западного и Централь-
ного Китая: Таримская, Джунгарская, Цайдамская. Близкая к первой,
но особая разновидность представлена миндалевидными глубокими
впадинами Средней Азии, зажатыми между испытавшими недавние
поднятия блоками палеозойских складчатых массивов (Ферганская,
Нарынская, Иссык-Кульская и др.)- Выделяется группа впадин, вло-
женных в верхнепалеозойские межгорные прогибы и как бы наследу-
ющих их в сильно ослабленном виде (Кузбасс, северная часть Мину-
синского прогиба, Тува, Рыбинская впадина).
Особое место занимает группа впадин и грабенов, вытянутых
по простираниям палеозойских, а также протерозойских складчатых
систем; во впадинах этой очень сложной группы может быть выделен
ряд разновидностей. Сюда относятся впадины Байкальской системы,
северной ветви Монголо-Охотского пояса, возможно, часть впадин
Катазии. Многие впадины тесно пространственно связаны с разломами
и являются приразломными. К ним принадлежат, в частности, впадины
Байкальской и Селенгинской систем. Первые из них (кайнозойские)
приурочены к зоне разлома протяженностью 2500 км и шириной 50—
60 км. Вторые (мезозойские) связаны с системой разломов, разветвля-
ющейся и расширяющейся в северо-восточном направлении. Вместе
с тем упомянутые системы впадин осложняют Селенгино-Витимское
сводовое поднятие, с развитием которого было связано возникновение
и формирование этих впадин (Соловьев, 1963) — рис. 85.
Впадины на древних платформах также весьма разнообразны.
Особую группу образуют впадины — грабены, возникшие на Алданском
щите и территориально связанные с мезозойскими щелочными интру-
зиями. Некоторые из них (пришовные синеклизы) имеют удлиненную
форму и располагаются вдоль крупных швов. Так, Иркутский бассейн
вытянут вдоль краевого шва, являвшегося юго-западной границей
Сибирской платформы. Могут быть выделены синеклизы или прогибы,
развившиеся на месте более древних синеклиз и прогибов, к их числу
относится Вилюйская впадина. Особую разновидность составляют
наложенные синеклизы, не имеющие видимой связи со структурой
платформы — Восточно-Китайская синеклиза, впадина Сунляо, Алдан-
ская юрская синеклиза. Наконец, могут быть выделены краевые про-
гибы, расположенные вдоль границы древней платформы и молодой
складчатой области. Единственным хорошо изученным и ясно выра-
женным краевым прогибом в пределах Азиатского мезозойско-кайно-
зойского материка является Предверхоянский. В отличие от типичных
краевых прогибов, переходящих в сторону платформы в одновозрастные
отложения плит (Предуральский прогиб, Предкавказье, Предкарпат-
ский, Предкопетдагский и др.) Предверхоянский прогиб на значи-
тельном протяжении имеет четкие ограничения как со стороны складча-
той области, так и со стороны платформы.
В-третьих, могут быть выделены типы впадин по их возрасту (Бай-
кальская система неогеновых впадин, система юрских впадин Алтае-
Саянской области и юга Сибири и т. д.).
436
В-четвертых, впадины могут быть разделены по их положению
относительно континента и по участию в них морских осадков. Здесь
дело сводится по существу к уточнению понятия «граница континента»,
которая выражается не простым, а извилистым и подвижным во вре-
мени контуром.
В-пятых, впадины, очевидно, могут быть разделены по самому
важному признаку в генетическом отношении, который заключается
в оценке интенсивности тектонических процессов и прежде всего в вы-
делении с одной стороны впадин с проявлениями интрузивного и эф-
фузивного магматизма, эндогенными рудопроявлениями и метамор-
физмом, а с другой стороны — впадин, свободных от проявлений
магматизма и метаморфизма, заполненных рыхлыми угленосными или
другими терригенными толщами.
На мезозойско-кайнозойском материке Азии впадины первой
группы, подробно описанные М. С- Нагибиной (1963 г.), тяготеют
к восточной и южной его окраинам, а впадины второй группы тяготеют
к западным границам, окаймленным тектонически малоактивными
плитами. Таким образом, ареалы распространения глубинной актив-
ности не считаются с геоморфологическим контуром континента, а рас-
Рис. 85. Системы мезозойских и кайнозойских внутриконтиненталь-
пых впадин Прибайкалья. По В. А. Соловьеву (1963).
1 — мезозойские впадины; 2 — кайнозойские впадины; з — кайнозойские впа-
дины — акватории; 4 и 5—основные и второстепенные разломы; 6 — надвиги; 7 —
контуры впадин
437
пределение впадин по интенсивности магматических проявлений асим-
метрично по отношению к этому контуру. Отсюда также следует, что
фактор «интенсивности» является главным в генетическом отношении,
в смысле связи мезозойско-кайнозойских впадин с глубинными про-
цессами, а структурный и палеогеографический факторы являются
моделирующими, хотя они в значительной степени определяют облик
впадин (Косыгин, 1960). Поэтому вполне понятно, что авторы «Тектони-
ческой карты Евразии» различают среди внутриконтинентальных
впадин мезозойско-кайнозойского континента Евразии, с одной сто-
роны, глубокие наложенные мезозойские впадины (впадины тихо-
океанского типа) с вулканогенными, молассовыми и угленосными
формациями мощностью до 7 км и интрузивными комплексами гранито-
идов, с другой стороны, впадины, «связанные с эпиплатформенным
орогенезом неотектонического этапа развития Евразии» (Яншин, 1966,
стр. 27), почти лишенным магматических проявлений, если не считать
трахибазальтов, и выполненные молассоидами.
Некоторые системы внутриконтинентальных впадин в ходе нара-
щивания осадочной оболочки перекрываются вновь образующимися
чехлами и рассматриваются как их нижний структурный ярус. Таковы
выполненные континентальными, угленосными и вулканогенными дис-
лоцированными толщами Челябинский, Назаровский, Тюменский и дру-
гие триасово-нижне юрские грабены, некогда осложнявшие Тургайское
сводовое поднятие, но затем перекрытые мезозойско-кайнозойским
чехлом Западно-Сибирской плиты, а также аналогичные триасовые
грабены Аппалачей (Бочкарев, 1964).
На территории Сибири существовали и более древние континен-
тальные своды. Например, в девоне континентальный свод занимал
значительную часть современной Сибирской платформы, восточную
и центральную части Алтае-Джугджурской складчатой области. Впа-
дины, образовавшиеся на этом своде, даже те из них, которые рас-
пространяются в пределы платформы (Рыбинская впадина), обычно
рассматриваются в составе орогенного комплекса Алтае-Саянской
нижнепалеозойской геосинклинальной области.
С континентальным рядом тектонических форм связаны крупные
научные обобщения последних лет и специальная новая терминология.
Так, Ю. В. Комаров и П. М. Хренов (1962, 1963) некоторые системы
этого ряда называют эпигоналями, относя к ним Западно-
Забайкальскую подвижную зону, область Становика — Джугджура
в мезозое, яньшаниды Северного Китая и т. д.
Процессы образования континентального ряда тектонических форм
В. Л. Масайтис и Ю. Г. Старицкий (1962), следуя Чень-Года, назы-
вают тектогенезом «дива», объединяя в этом понятии глыбо-
вые движения и магматизм мезозойской и кайнозойской эр в восточной
части Азиатского материка, обусловленные не влиянием области склад-
чатости, а особым состоянием земной коры. Намечается четыре этапа
тектогенеза «дива»: 1) незначительные проявления магматизма и пере-
ход от морских условий к континентальным; 2) формирование связан-
ных с разломами континентальных впадин с вулканогенными и угле-
носными формациями, внедрение гранитов (Т3 — J3); 3) продолжение
развития впадин, интенсивная вулканическая деятельность, гранитные
438
интрузии, менее интенсивные глыбовые движения (J3 — Сг); 4) возник-
новение новых впадин (байкальских), излияния базальтов.
В нашем представлении континентальный ряд тектонических форм
охватывает многие тектонические явления на всех континентах, так как
каждый континент может рассматриваться как континентальный свод.
Континентальный ряд тектонических форм имел широкое развитие
в геологическом прошлом. Формации, выполняющие впадины этого
ряда, могут входить в состав орогенных структурных этажей геосин-
клинальных областей и в нижние этажи платформенных чехлов. Боль-
шинство же впадин, по-видимому, уничтожено денудацией, и в слоистой
структуре осадочной оболочки вместо сложнопостроенных систем
разнообразных по типу впадин, осложнявших континентальные своды
прошлого, фигурируют лишь поверхности региональных несогласий.
ЗАКЛЮЧЕНИЕ
В пределах континентальных площадей структурными элементами
осадочной оболочки являются платформенные и геосинклинальные
области. Они мыслятся как крупнейшие геологические тела, которые
можно отделить друг от друга по их формационному составу и тем их
структурным особенностям, которые обусловлены размещением соста-
вляющих их формаций (ряды, группы, ассоциации). Хотя платформен-
ные и геосинклинальные области в этом понимании представляют
собой трехмерные тела, объемы их определять затруднительно, потому
что глубина их заложения неизвестна, как неизвестны и мощности
осадочной оболочки. Можно лишь совершенно условно предположить,
что существует некоторая предельная глубина, где РТ условия таковы,
что обусловленный ими метаморфизм «стирает» формационные и струк-
турные особенности геосинклинальных и платформенных областей.
Если объемы этих тел определяются в слое, простирающемся от поверх-
ности Земли до уровня упомянутых критических глубин, то, во-первых,
объемы будут носить совершенно условный характер, во-вторых, они
будут пропорциональны площадям. Поэтому, пока мощности осадочной
оболочки нам не известны, размеры ее структурных элементов пред-
почтительнее оценивать порядками размеров двухмерных тел, т. е.
по занимаемым ими площадям. Размеры геосинклинальных и плат-
форменных областей в таком случае принадлежат первому порядку.
Выделение геосинклинальных и платформенных областей пред-
ставляет первый шаг в тектоническом районировании континентальных
частей осадочной оболочки. Вторым шагом является расчленение гео-
синклинальных и платформенных областей на составляющие их струк-
турные элементы. Возможность такого расчленения тесно связана
со степенью специфичности формаций: в геосинклинальных областях
она больше, на платформах — меньше. В результате зтого второго шага
тектонического районирования на основании формационного анализа
принципиально возможно выделение в качестве структурных элементов
геосинклиналей и геоантиклиналей, срединных массивов, вулканиче-
ских поясов, краевых прогибов, а также щитов и плит, которые раз-
личаются по полноте ассоциаций формационных рядов. Если возмож-
ность площадного (двухмерного) районирования, производящегося
439
путем выделения структурных элементов по вещественному (форма-
ционному) признаку, оказывается исчерпанной, а возникает необхо-
димость более детального разделения исследуемой территории, то воз-
можно выделять районы, соответствующие структурным формам,
например синеклизы и антеклизы, при невозможности различения их
по вещественному составу. При этом следует иметь в виду, что границы
в данном случае будут носить существенно условный характер и опре-
деляться не вещественными, а геометрическими признаками. Сами
выделяемые таким путем районы не являются структурными элемен-
тами чего-либо и не могут сравниваться со структурными элементами,
выделяемыми по вещественным признакам.
Формации и их ассоциации, выделяемые как трехмерные тела,
а также структурные зтажи (ярусы, комплексы) могут рассматриваться
как структурные элементы осадочной оболочки при ее объемном рай-
онировании. Если площадное тектоническое районирование проводится
с известными оговорками для осадочной оболочки в целом, то объемное
районирование осуществимо только для верхней изученной ее части.
Под изученностью здесь можно понимать наличие буровых скважин
и других подземных выработок, возможность проведения структурных
построений по данным измерений мощностей, наклонов и изгибов толщ,
наблюдаемых на поверхности или в выработках, а также наличие
геофизических данных, которые могут быть интерпретированы в форма-
ционном смысле.
В качестве структурных элементов при объемном районировании
могут быть выбраны, например, складчатые (структурные этажи,
образованные формациями геосинклинальной группы) и покровные
комплексы, к которым, в частности, могут относиться чехлы платформ,
верхние структурные ярусы срединных массивов, комплексы отложе-
ний, выполняющих внутриконтинентальные впадины. Внутриконти-
нентальные впадины не принадлежат ни к геосинклинальным, ни
к платформенным областям, как структурным элементам осадочной
оболочки. Вместе с тем они настолько малы по сравнению с ними, что
по соразмерности не могут наравне с ними фигурировать в качестве
структурных элементов осадочной оболочки, а должны расцениваться
лишь как включения, не определяющие общей ее структуры. Однако
при рассмотрении отдельных участков осадочной оболочки внутри-
континентальные впадины могут рассматриваться как структурные
элементы, наряду со структурными зтажами и структурными элемен-
тами высоких порядков, входящими в состав геосинклинальных и плат-
форменных областей.
Обязательно ли сохранять столь особое независимое положение
внутриконтинентальных впадин и не лучше ли их считать элементами
платформенных или геосинклинальных областей? В частности, может
показаться соблазнительным считать впадины, осложняющие современ-
ный (мезозойско-кайнозойский) континент Азии, аналогами нижвего
структурного яруса чехлов молодых платформ и, таким образом, при-
числять их к платформенным. Однако это было бы лишено достаточных
оснований. Действительно, для такого утверждения надо иметь уве-
ренность, что ареалы распространения внутриконтинентальных впадин
будут на следующем этапе тектонического развития перекрыты плат-
440
форменными чехлами. Однако здесь можно предполагать, кроме этой,
еще другие возможности. Во-первых, на месте внутриконтинентальных
впадин могут впоследствии развиться геосинклинальные системы
и тогда впадина станет относиться к основаниям геосинклинальных
комплексов; во-вторых, впадины со всеми своими заполнениями могут
быть полностью уничтожены денудацией и никогда не войдут в состав
чехла платформ. Что именно будет в дальнейшем со впадинами — это
вопрос будущего. Пока же мы знаем, что внутриконтинентальные впа-
дины располагаются как на геосинклипальном, так и на платформенном
основании и не принадлежат ни к геосинклинальным, ни к платформен-
ным областям. Поэтому мы вынуждены рассматривать их особо, не
относя их, впрочем по малым, размерам к структурным элементам оса-
дочной оболочки Земли.
Все о геологии
http://geo.web.ru/
ГЛАВА VIII
ПРЕДСТАВЛЕНИЯ О НАПРАВЛЕНИИ РАЗВИТИЯ СТРУКТУРЫ
ОСАДОЧНОЙ ОБОЛОЧКИ
Тектоническое районирование по вещественным (формационным)
признакам с выделением таких структурных элементов осадочной
оболочки, как геосинклинальные и платформенные области, структур-
ные этажи ит. д., может использоваться для разработки представлений
о направлении развития структуры осадочной оболочки Земли.
В основе таких представлений должно лежать использование простран-
ственных и временных взаимоотношений геологических тел (структур-
ных элементов). При этом временные взаимоотношения непосредственно
не вытекают из структурных построений, а лишь выводятся из анализа
пространственных отношений. Выше уже было показано (гл. II, VI),
что временные отношения геологических тел в пределах их вертикаль-
ных рядов определяются в соответствии с принципом последователь-
ности напластования. Из этих отношений следует, что структура осадоч-
ной оболочки развивалась, в частности, за счет постепенного наращи-
вания ее сверху слоями, формациями, комплексами формаций. Однако
зта сторона развития структуры осадочной оболочки непосредственно
вытекает из самой природы последней и достаточно полно рассматри-
вается в стратиграфии.
Более интересна для тектоники другая сторона развития структуры
осадочной оболочки, связанная с латеральными разрастаниями и сокра-
щениями ее структурных элементов. Представления о таких латераль-
ных изменениях вытекают из анализа пространственных и временных
отношений геологических тел не только в вертикальных, но и в гори-
зонтальных рядах.
Если основными структурными элементами осадочной оболочки
в пределах континентов считать платформенные и геосинклинальные
области, то при выяснении направления развития ее структуры важно
учитывать главным образом изменения пространственных и временных
отношений этих элементов, например разрастание платформ, распад
платформ, заложение геосинклиналей на платформенном основании
и т. д. К таким выводам можно прийти после изучения латеральных
последовательностей вертикальных рядов формаций. Например, срав-
нивая вертикальные ряды формаций Урала и прилегающих частей
Западно-Сибирской плиты, можно прийти к заключению, что в палеозое
442 ----------------------------------------------------------
Все о геологии
http://geo.web.ru/
обе зти территории принадлежали к геосинклинальной области, с мезо-
зоя же территория Западно-Сибирской низменности превращается
в плиту, а собственно Урал представляет собой горное складчатое
сооружение, испытывающее поднятие. В данном случае можно говорить
о превращении части геосинклинальной области в платформенную.
Сравнивая вертикальные ряды формаций Русской платформы и Урала,
можно заключить, что в течение архейской зры обе территории пред-
ставляли геосинклинальную область. С протерозоя (во всяком случае
с верхнего протерозоя) на территории Русской платформы установи-
лись платформенные условия, в то время как Урал в течение протеро-
зойской и палеозойской эр продолжал развиваться как геосинклиналь-
ная система. Здесь мы опять видим, что единая геосинклинальная
область вскоре после конца архея частично превращается в платформу.
Однако поскольку нижнедокембрийские толщи Урала изучены не-
достаточно и данные о них разрознены, его тектоническую эволюцию
можно трактовать и иначе. Можно, например, считать, что тараташский
гнейсовый комплекс (возраст, по Л. Н. Овчинникову, более 2000 млн.
лет), нормальные контакты которого с вышележащими верхнедокемб-
рийскими толщами нигде не вскрыты, не является членом непрерывного
вертикального формационного ряда Уральской геосинклинальной си-
стемы, а принадлежит к распространявшемуся на территорию Урала
фундаменту Русской платформы. После того как фундамент был сфор-
мирован и наступили платформенные условия, произошло его раз-
дробление и заложение Уральской геосинклинальной системы. За этот
вариант говорят, в частности, миогеосинклинальный характер форма-
ций верхнего докембрия Урала и наличие общих для Русской плат-
формы и Урала поперечных глубинных разломов, прослеживаемых
по геофизическим данным. Из такой трактовки вертикального форма-
ционного ряда Урала вытекает принципиально иное представление
о структурной эволюции рассматриваемой территории. А именно,
в архее на всей территории были геосинклинальные условия; геосин-
клинальное развитие завершилось формированием фундамента и насту-
плением платформенных условий; затем произошло дробление плат-
формы и возникновение Уральской геосинклинальной системы.
В первом случае геосинклиналь превращается в платформу, во втором —
на месте платформы возникает геосинклиналь. Получается две диа-
метрально противоположные концепции, основанные на различных
трактовках одних и тех же фактических данных. В чем же причина
такого многозначного решения вопроса о направлении развития струк-
туры отдельных районов, а следовательно, о направлении развития
структуры осадочной оболочки в целом (в ее континентальной части)?
Дело заключается в неполной изученности осадочной оболочки.
Действительно, нижней границы осадочной оболочки мы нигде не
знаем и поэтому не можем судить для всего объема занимаемого ею
пространства о вертикальных и латеральных последовательностях
формаций (или их комплексов). Для докембрийских толщ Урала мы
вынуждены пользоваться данными весьма неполными. Неполнота же
данных о пространственных отношениях формационных тел ведет
к неоднозначности представлений об их временных отношениях и множе-
ственности концепций о направлении развития структуры.
443
Поэтому в настоящей главе мы будем иметь дело не с однозначно
решаемыми вопросами о направлении развития структуры осадочной
оболочки, а лишь с различными концепциями такого развития.
Однозначное решение вопроса тесно связано с изучением структуры
осадочной оболочки в целом и окажется возможным только
при определении нижней ее границы. Вероятно, такая возможность,
зависящая от успехов бурения на очень большие глубины, появится
лишь в далеком будущем. Однако и при настоящей ситуации разработка
вопроса о направлении развития структуры осадочной оболочки имеет
несомненное теоретическое и практическое значение. Соображения
на этот счет, изложенные в главе VII, полностью применимы и здесь.
А именно прогнозы в отношении строения и состава недоступных наблю-
дению участков осадочной оболочки, а следовательно, и в отношении
размещения полезных ископаемых на этих участках могут быть сделаны
на основе представлений о последовательности событий, о ходе раз-
вития, о причинно-следственных связях между событиями. Эти про-
гнозы могут проверяться различными методами (бурением, геофизикой
и т. д.) и служить ориентирами в выборе направлений дальнейших
исследований. Вот почему при изучении состава и структуры лишь
частично доступных объектов приобретает такую большую важность
разработка представлений об истории и направлении развития. Если бы
осадочная оболочка была полностью доступна для наблюдения, что,
конечно, по самой сущности геологических объектов совершенно не-
реально, то вопросы истории и развития не имели бы такого насущного
значения для нашей науки.
ОБЗОР СУЩЕСТВУЮЩИХ ПРЕДСТАВЛЕНИИ
РАЗВИТИЕ ОСНОВНЫХ КОНЦЕПЦИЙ
Первые суждения о развитии структуры осадочной оболочки
сводились к выяснению взаимоотношений между геосинклинальными
и платформенными областями как основными ее структурными элемен-
тами в пределах континентов. Начальные этапы развития геосинкли-
налей не были ясны, оставался также неясным вопрос о времени их
заложения. Например, до сих пор остается неизвестным время начала
развития такой сравнительно изученной геосинклинали, как Зелено-
каменная геосинклиналь Урала; не выясненными остаются также
начальные этапы формирования узловых геосинклиналей в пони-
мании М. В. Муратова и т. п.
Первоначальный и вполне естественный вывод, к которому пришли
геологи, анализируя историю развития структуры осадочной оболочки,
основывался на факте смены во времени геосинклинального режима
платформенным и заключался в признании постепенного разрастания
платформ вследствие сокращения пространств, занимаемых гео-
синклиналями.
Представление о разрастании платформ было высказано А. А. Бо-
рисяком (1924) и Г. Штилле (1924). В свое время это был важный шаг
в развитии геологической науки. Концепция о разрастании платформ
устанавливала определенное направление в поступательном ходе раз-
444
вития структуры континентальной части осадочной оболочки, тогда как,
согласно весьма распространенным в то время представлениям Веге-
нера, Штауба, Аргана и др., истории геологического развития уделя-
лась второстепенная, подчиненная роль. А. А. Борисяк считал, что
в альпийский цикл складчатости геосинклинали полностью отмерли
и осадочная оболочка вступила в новый этап развития, качественно
отличный от предыдущего. Он полагал, что «стадия развития Земли,
которая характеризовалась проявлением геосинклиналей, миновала,
совершенно так же, как раньше нее, в докембрийское (т. е. доистори-
ческое) время была стадия, когда не было щитов и пластических обла-
стей и вся толща континентального слоя собиралась в складки. Потом
дифференцировались щиты, и складчатость сосредоточивалась лишь
в промежуточных пластических областях, притом всегда в одних и тех
же поясах: раз ставшая прочной, платформа не проявляла больше
пластических прогибов» (Борисяк, 1924, стр. 9—10).
По мере накопления данных не столько по истории развития гео-
синклиналей, сколько по структурным соотношениям их с платформами,
становилось ясным, что наряду с превращением геосинклиналей в плат-
формы на окраинах платформ вследствие их раздробления и обру-
шения вновь могли восстанавливаться геосинклинальные условия.
Таким образом развивались представления о разрастании платформ
как общей тенденции, осложнявшейся частичным раздроблением уже
образовавшихся платформ.
Обнаружение выступов догеосинклинального фундамента в ряде
геосинклинальных систем позволяло думать, что геосинклинали не
существовали извечно, а возникали путем раздробления ранее суще-
ствовавшего консолидированного фундамента. В связи с этим возни-
кали новые системы представлений о распаде «панплатформы» и ново-
образовании геосинклиналей как ведущей тенденции в развитии
структуры осадочной оболочки.
Исследования геологического строения океанических пространств
и, в частности, окраин Тихого океана привели к мысли, что системы
глубоководных океанических желобов и островных дуг можно рас-
сматривать как современные аналоги геосинклинальных систем. Раз-
витие зтой идеи предопределило более широкий подход к проблеме
направления развития структуры осадочной оболочки Земли. Если
в гипотезах, включающих представления о начальных пангеосинкли-
нальной и панплатформенной стадиях, фигурируют только два состояния
осадочной оболочки — так называемые пластичное (геосинклиналь-
ное) и консолидированное (платформенное), то гипотезы, включа-
ющие представления о «переработке океанической коры», предусматри-
вают, по крайней мере, три первоначальных состояния осадочной
оболочки.
В отношении строения осадочной оболочки на дне океанов наши
знания сводятся к результатам исследований образцов иэ грунтовых
колонок, к данным о скоростях осадконакопления в океанах и данным
об определяемых сейсмическим методом мощностях так называемого
«осадочного слоя». На основе всех этих данных могут быть составлены
лишь гипотетические представления о возможных пределах мощностей
осадочных пород на обширных пространствах океанического дна.
------- ----------------------——-----------------— — 445
Структура же океанической осадочной оболочки, наличие в ней тех
или иных геологических формаций и структурных этажей, выделение
которых служит основой представлений о структурных элементах
и их геологическом развитии на континентах, здесь остаются совер-
шенно не освещенными. В равной степени вероятно, что в пределах
ложа океана осадочная оболочка или имеет малую (сравнительно с кон-
тинентами) мощность и покоится на первичной «океанической коре»,
или она имеет большую мощность, но в значительно большей степени,
чем на континентах, насыщена изверженными породами основного
состава, или же, будучи первоначально близкой по составу и строению
к континентальной осадочной оболочке, она впоследствии подверглась
процессам базификации — океанизации. Однако во всех этих трех
предположительных случаях океаническая осадочная оболочка суще-
ственно отличается от континентальной осадочной оболочки как плат-
форменного, так и геосинклинального строения. То обстоятельство,
что об осадочной оболочке в океанах мы знаем слишком мало, не дает
никаких оснований не считаться с ее своеобразием вообще.
Пока мы рассматриваем вопросы эволюции структуры осадочной
оболочки в пределах континентов, мы имеем дело с двумя ее основными
типами — геосинклинальным и платформенным. Выясняя глобальные
закономерности, мы обязаны считаться с существованием третьего ее
типа, что значительно усложняет ход рассуждений. Так, для двух
типов осадочной оболочки допустимы два процесса перехода — превра-
щения геосинклинали в платформы (консолидация) и распад (раз-
дробление ) платформ с образованием геосинклиналей (регенерация).
В соответствующих системах взглядов рассматриваются только эти
два процесса, причем одному из них обычно приписывается исключи-
тельное или преимущественное значение, затем оценивается относи-
тельная интенсивность, последовательность, периодичность в про-
явлениях этих процессов и т. д.
С признанием существования трех типов осадочной оболочки
можно допустить, по крайней мере, четыре типа процессов перехода.
Кроме упомянутых двух процессов, часто допускается «геосинклиналь-
ный процесс», перерабатывающий осадочную оболочку океанического
типа в осадочную оболочку континентального типа. При этом часто
говорится о «геосинклинальной процессе» как процессе переработки
океанической коры в материковую. Такое утверждение является или
неточно выраженным, если под «корой» здесь подразумевается осадоч-
ная оболочка, или ошибочным, если имеется в виду земная кора sensu
stricto, т. е. выделяемая по сейсмологическим данным. Действительно,
структура земной коры значительно моложе, чем структура осадочной
оболочки, и геосинклинальные процессы далекого геологического
прошлого, которым приписывается такая переработка, не могли опре-
делить современную структуру коры.
Вторым допустимым процессом является процесс океанизации
осадочной оболочки континентального типа. Мыслится, что зтот про-
цесс должен сопровождаться значительным насыщением осадочной
оболочки основной магмой и соответствующей метаморфизацией
осадочных пород.
446
ПРЕДСТАВЛЕНИЯ О РАЗРАСТАНИИ ПЛАТФОРМ КАК ОБЩЕЙ,
ПРЕРЫВАЕМОЙ РЕГЕНЕРАЦИЯМИ, ТЕНДЕНЦИИ РАЗВИТИЯ
СТРУКТУРЫ ОСАДОЧНОЙ ОБОЛОЧКИ В ПРЕДЕЛАХ КОНТИНЕНТОВ
Эта группа представлений является наиболее распространенной
и наиболее традиционной, поскольку она исторически связана с гос-
подствовавшими в XIX и начале XX в. идеями постепенного остывания
и постепенной консолидации Земли.
Эти представления развивались многими крупнейшими тектони-
стами, в частности Г. Штилле, последовательно стоявшими на позициях
контракционной гипотезы и охлаждающейся Земли. Он считал, в ча-
стности, что «распад радиоактивных веществ, заключенных в Земле,
может в конечном счете привести лишь к замедлению ее общего охла-
ждения, но не спасти нашу планету от холодной смерти» (Штилле,
1940; 1964, стр. 186).
В СССР представления о разрастании платформ развивались
А. Д. Архангельским (1941), который писал, что «после складчатости
и поднятий, происходящих внутри геосинклинальных областей, послед-
ние в значительной мере утрачивают свою подвижность и переходят
в платформенную фазу развития. Эти новые платформенные участки
присоединяются, припаиваются к более древним платформам и спа-
ивают две или несколько из них в более обширные платформенные
сооружения» (стр. 347). Однако процесс образования платформ в пред-
ставлении А. Д. Архангельского не является непрерывным и сопро-
вождается раздроблением окраинных частей платформ и вовлечением их
в новую геосинклипальную область. «Таким образом, — пишет
А. Д. Архангельский, — значительная часть того прироста, который
платформенный массив испытывает в определенную фазу складчатости,
имеет переходящий характер и вновь переходит в геосинклипальную
стадию» (стр. 348).
Рассматривая геологическую историю Донбасса, А. Д. Архан-
гельский (1941, стр. 98) отмечал, что принцип простого разрастания
платформ и их незыблемости следует взять под серьезное сомнение.
Он видел на примере Донбасса, что «... с процессами опускания до-
кембрийского фундамента оказываются связанными процессы каче-
ственного перерождения платформенных областей и переход их в гео-
синклинальные области, из которых возникают складчатые сооружения
геосинклинального типа». «Если принять этот вывод, — пишет далее
А. Д. Архангельский, — то придется считать неправильным одно из
распространеннейших положений современной геологии — постоян-
ство свойств докембрийских плит и невозможность превращения их
в геосинклинали». Образование Донецкого бассейна И. М. Губкин
(1940) также рассматривал, как блестящий пример, опровергающий
представление о вечной неизменности платформ.
Представление о прерываемом регенерациями разрастании плат-
форм как общей тенденции развития структуры осадочной оболочки
разрабатывалось также Г. Штилле (1957). Он развивал «концепцию
прогрессивной консолидации», выражающейся в постепенном и повсе-
местном уменьшении размеров участков осадочной оболочки, способных
к складкообразованию. Это закономерное развитие прерывается ретро-
447
грессивными фазами или регенерациями, которые быстро компенси-
руются возобновлением процесса консолидации. Г. Штилле указывает,
что в конце гуронского времени осадочная оболочка достигла полной
или почти полной консолидации, за которой последовала крупнейшая
регенерация (альгонкское раздробление), представляющая собой корен-
ной перелом в геотектонической истории Земли. Он считает, что «идея
прогрессивной редукции ортогеосинклиналей» подтверждается,
во-первых, уменьшением со временем участков, где начальная (офиоли-
товая) магма продолжает оставаться активной, и, во-вторых, умень-
шением с течением времени синорогенетических гранитных интрузий.
По представлениям Г. Штилле (1945, 1946, 1964), ко времени
альгонкской регенерации закончила свою консолидацию огромная
и единственная континентальная глыба Мегагея. Альгонкская регене-
рация расчленила ее на северную часть — Лавразию и южную —
Гондвану. Таким образом, область «Тетиса» рассматривается как ново-
образованная геосинклиналь. Маргинальные (краевые) процессы реге-
нерации проникли особенно глубоко в тело Мегагеи в виде «глубинных
шпор» в районах входящих углов ее внешних контуров, в отдельных
•случаях расширяясь вплоть до прорывов до противоположного океана.
Внутри Мегагеи существовали отдельные впадины древних океанов;
отдельные районы Мегагеи были ремобилизованы в геосинклинали,
в результате чего обособились остаточные поднятия — пракратоны.
Таким образом создался тектонический план, именуемый «первичным
•состоянием», послуживший основой тектонического развития в неогее,
заключающегося в постепенной консолидации геосинклиналей и раз-
растании кратонов.
Идея разрастания платформ развивалась также Н. М. Страховым
<1948, стр. 157, ч. I), который, называя геосинклинальные площади
пластическими областями, а платформы жесткими зонами, указывал,
что «все содержание тектонической эволюции современных материков
может быть выражено как последовательный переход сиаль от пласти-
ческого состояния к состоянию жесткому или как разрастание жестких
площадей сиаль за счет пластичных». Основным фактором перехода
в жесткое состояние Н. М. Страхов считает складкообразование, сопро-
вождающееся уплотнением и перекристаллизацией пород, а также
внедрением магм. В противоположность А. А. Борисяку, Н. М. Стра-
хов держится той точки зрения, что геосинклинальные области, хотя
п сузились очень резко, все же еще уцелели. Возможными современ-
ными аналогами ископаемых геосинклиналей он считает территории
Средиземного и Черного морей, область Малайского архипелага, остров-
ные моря — Охотское, Японское, Китайское и область Антильских
•островов. Платформы, по Н. М. Страхову, представляют суммарный
итог последовательной консолидации геосинклинальных зон.
Развивая такую вполне определенную систему взглядов в начале
своей книги «Историческая геология» (гл. VI), Н. М. Страхов в итоге
анализа историко-геологического развития земной поверхности при-
ходит к выводу, что платформенные участки, сформировавшиеся в до-
кембрии, в дальнейшем не превращаются в геосинклинали, за редчай-
шими исключениями, но указывает на ряд примеров, идущих вразрез
принятой им концепции (гл. XI). В качестве исключений им указы-
448
ваются Донецко-Мангышлакская вторичная геосинклиналь, развивав-
шаяся в теле докембрийской платформы, и «вторичный возврат к гео-
синклинальным условиям» на Китайской платформе. Здесь в конце
протерозоя была обширная платформа, в палеозое и мезозое в теле
этой платформы возникли вторичные, геосинклинали, расчленившие
платформу на Ордосскую, Маньчжурскую, Северо-Китайскую и Южно-
Китайскую глыбы; складчатость конца мезозоя консолидировала вто-
ричные геосинклинали и вновь воссоздала жесткую Китайскую плат-
форму (Синицын, 1948).
В наиболее законченном виде рассматриваемая концепция была
сформулирована Н. С. Шатским (1939), который, указывая, что напра-
вленность развития осадочной оболочки выражается в увеличении
площади платформ, выделил платформенную фазу развития (от кембрия
или протерозоя) и предшествовавшую ей геосинклинальную фазу
с первыми зачатками платформ, качественно отличных от позднейших.
Та же в сущности мысль позднее повторена В. В. Белоусовым (1951),
который, признавая разрастание платформ, как общую тенденцию
развития структуры осадочной оболочки, выделил геосинклинальную
стадию и переходную стадию, «для которой характерно одновременное
существование геосинклиналей и платформ при последовательном
уменьшении первых за счет вторых» (стр. 11).
Н. С. Шатский (1946, стр. 606) писал, что «в истории земной коры
хорошо распознаются только окончания развития тех или иных геосин-
клинальных систем, хорошо выделяется, как принято говорить, «замы-
кание геосинклиналей», т. е. превращение их в платформы. Нигде
до сих пор не выделены начальные стадии геосинклинального развития;
мы не знаем, развитие каких структур привело к образованию гео-
синклинальных областей». И далее: «Мы можем определить, что данная
геосинклинальная система или область замкнулась в каледонский
период, в герцинский или в мезозойский и т. д., но выяснить, когда
началось их развитие, до сих пор не удалось». Со своей стороны под-
черкнем, что невыясненность начала геосинклинального развития,
объясняющаяся неизученностью нижних структурных ярусов гео-
синклинальных областей, часто принималась как доказательство того,
что геосинклинали не имеют начала своего развития во времени, что
на их месте никогда не было платформы и что они являются унаследо-
ванными от древнего пластического состояния. Отметим, что подобная
предпосылка, имеющая кардинальное значение в разработке пред-
ставления о разрастании платформ и, следовательно, о направлении
развития структуры Земли, является спорной и многие геологические
факты ей противоречат.
В частности, для ряда районов устанавливается, что геосинкли-
нальные прогибы могут представлять собой новообразования, в которых
мощные геосинклинальные формации располагаются на платформен-
ных образованиях. Это хорошо прослеживается на примере ряда кра-
евых прогибов, которые можно рассматривать как части геосинклиналь-
ных систем, а также на примере эпикратонных геосинклинальных
систем.
Развитие структуры осадочной оболочки Н. С. Шатский рисовал
следующим образом:
29 Заказ 206.
449
1) площадь геосинклинальных областей в течение геологических
периодов последовательно уменьшается вследствие нарастания
платформ;
2) развитие осадочной оболочки («земной коры» в тексте Н. С. Шат-
ского) — процесс необратимый. Образовавшиеся платформы не
обращались вновь в геосинклинальные области; исключением являются,
может быть, только некоторые геосинклинали по окраинам складчатых
областей, но это явление не оказывает влияния на общую направлен-
ность процесса;
3) увеличение площади платформ сопровождается уменьшением
их количества.
Н. С. Шатским (1939, стр. 599) была обоснована идея о скачко-
образном характере разрастания платформ. Он писал, что развитие
геосинклиналей было весьма длительным, а «время превращения гео-
синклиналей в платформы, наоборот, очень невелико, так как оно выра-
жается временем, захватывающим часть системы, часть отдела». «Пре-
вращение геосинклиналей в платформы происходило в немногие (кале-
донская, герцинская, мезозойская) фазы. Такое резко ограниченное
количество фаз перехода объясняется неоднородностью геосинклиналь-
ных областей (чередование взаимно связанных геосинклиналей и гео-
антиклиналей) и ограниченностью площади земного шара».
В группе представлений о разрастании платформ как общей тен-
денции, осложнявшейся частичными раздроблениями, несколько особ-
няком стоят идеи об осложнении этой тенденции глыбовыми движе-
ниями или «тектонической активизацией». Основоположником этих
идей в отечественной геологии был Г. Ф. Мирчипк. В 1940 г. появилась
работа, в которой наряду с признанием того, что на протяжении гео-
логической истории развития структуры Земли происходит сужение
геосинклиналей и разрастание цлатформ, говорится о возникновении
новообразований, к которым относятся так называемые «глыбовые
зоны». В процессе развития платформ и геосинклинальных зон возни-
кают новые структурные элементы — «глыбовые структуры», которые
с альпийского и даже тихоокеанского цикла начинают играть ведущую
роль. «Такого рода движения захватывают не только участки старых
платформ, но и геосинклинальные зоны в самый момент их преобразо-
вания в платформы, отчего граница между платформами и геосинкли-
нальными зонами стирается» (Мирчинк, 1940, стр. 58). Примерами
глыбовых зон служат разломы Кольского полуострова с приуроченными
к ним специфическими щелочными интрузиями, Северо-Украинская
впадина, Донбасс и др.
Идеи Г. Ф. Мирчинка впоследствии были восприняты и развиты
многими исследователями. Так, признавая тенденцию разрастания
платформ почти для всей геологической истории, В. В. Белоусов (1951)
для самого последнего ее отрезка (с середины третичного периода)
отмечает как бы возобновление геосинклинальных условий, например
в Азии. Он указывает на начало крайне интенсивных вертикальных
движений земной коры, достигающих амплитуды в 10 клг. Контрастный
характер этих движений, выражающийся в тесном чередовании под-
нятий и прогибов, позволяет ему оценивать это новое состояние как
сходное с геосинклинальным.
450
ПРЕДСТАВЛЕНИЯ О РАСПАДЕ ПЛАТФОРМ И НОВООБРАЗОВАНИИ
ГЕОСИНКЛИНАЛЕЙ КАК ВЕДУЩЕЙ ТЕНДЕНЦИИ В ФОРМИРОВАНИИ
СТРУКТУРЫ ОСАДОЧНОЙ ОБОЛОЧКИ
В рассмотренной выше группе представлений признается возмож-
ность образования новых геосинклиналей в качестве осложняющего
момента общей тенденции их замыкания и превращения в платформы.
Более самостоятельное значение придавал этому процессу М. А. Усов
(1940), указывавший, что «новые геосинклинали закладываются местами
цоперек складчатости предыдущих циклов геотектогенеза» (стр. 10).
Он категорически не соглашался с концепцией изживания геосинкли-
налей, считая, что эта концепция признает возможность развития только
за геосинклиналями, тогда как развитие геосинклиналей представляет
собой лишь отражение развития земной коры в целом. Справедливость
требует отметить, что один из аргументов, а именно малая мощность
земной коры по сравнению с радиусом Земли (15%), приводившийся
М. А. Усовым в доказательство невозможности того, чтобы земная
кора «могла сохранить всюду свою основную структуру при реагиро-
вании па движения, связанные с саморазвитием всей земной материи»
(Усов, 1940, стр. 10), совершенно устарел. В связи с успехами изучения
глубинного строения Земли установлено, что вещество Земли на боль-
шие глубины сохраняет свойства твердого тела. Исследователи, учиты-
вавшие это обстоятельство, увязывали возникновение геосинклиналей
с глубинными разломами (Пейве и Синицын, 1950).
Гипотеза распада единого древнего субстрата и образования таким
путем геосинклиналей была изложена в работе С. С. Кузнецова «О воз-
можном направлении эволюции земной коры», доложенной в 1939 г.
на пленарном заседании, посвященном 120-летию Ленинградского
университета. В зтой работе С. С. Кузнецов отметил, что в складчатых
геосинклинальных областях (например, на Кавказе) обнаруживаются
выступы пород древнего кристаллического основания (Дзирульский
и другие массивы), по петрографическим и химическим признакам
обнаруживающие генетическое родство и тождественность с гранито-
гнейсами Главного Кавказа. «Эти выходы древнего субстрата, — пишет
С. С. Кузнецов, — могут быть поняты как остатки некогда единого
целого, раздробленного, частями глубоко опустившегося и переродив-
шегося» (Кузнецов, 1940, стр. 85). Поэтому возможно, что Кавказская
складчатая область возникла на месте древнего жесткого субстрата.
С. С. Кузнецов отметил, что обломки гранитогнейсовых докембрийских
образований участвуют в строении любой орогенной зоны, и в качестве
примеров привел Урал, Тянь-Шань, складчатую область Дальнего
Востока, Центральное Французское плато и Аппалачи.
На основании сказанного С. С. Кузнецов пришел к предположи-
тельному выводу о возможности выделения в развитии осадочной
оболочки двух колоссальных по длительности эр:
1) «в докембрийский промежуток времени был образован тот пояс,
который мы теперь познаем в виде субстрата платформ или горстовых
выходов. Сложившись вначале в весьма гомогенную оболочку из остыв-
ших магматических масс, земная кора затем претерпела дифферен-
циацию на твердые и мягкие поля. В последних начался процесс нако-
пления первичных осадочных пород, а затем горообразование. Под его
29*
451
усилиями остатки начальных мопогенных полей дальше распадались,
пока земная кора в целом не переродилась последовательно в ороген-
ные складчатые конструкции. Динамометаморфизм и контактовый
метаморфоз от внедрения массовых интрузий магмы превратили нацело
дислоцированную земную кору в жесткую крепкую сплоенную обо-
лочку» (Кузнецов, 1940, стр. 86);
2) новая фаза развития охватывает палеозой, мезозой и кайнозой,
«в эту фазу развитие было направлено к перерождению консолидиро-
ванной докембрийской земной коры и к дифференциации ее на плат-
форменные, суборогенные и орогенные поля» (Кузнецов, 1940, стр. 85).
А. В. Пейве и В. М. Синицын (1950) обратили внимание на то, что
представление о последовательном росте платформ логично только при
предположении отсутствия под геосинклиналями древнего складча-
того сиалического фундамента и при допущении, что геосинклинали
располагаются почти непосредственно на симатической подстилке.
Однако во многих геосинклинальных областях разного возраста (т. е.
каледонских, герцинских или альпийских) среди геосинклинальных
отложений имеются выходы архейско-протерозойского (дорифейского)
фундамента. Отложения, слагающие этот архейско-протерозойский
фундамент, отличаются «большой мощностью, однообразным реги-
ональным метаморфизмом, широко развитыми явлениями гранитиза-
ции, сложной и довольно своеобразной, неоднократно проявляющейся
дорифейской складчатостью, резким контактом с покрывающими поро-
дами, постоянством и выдержанностью геологических признаков,
характеризующих крупные геологические комплексы, что позволяет
их стратиграфически расчленять и даже сопоставлять с аналогичными
комплексами древних щитов» (стр. 30). Отсюда следует, что дорифей-
ский фундамент «одинаково развит в виде сплошной мощной сиали-
ческой оболочки как в области геосинклиналей, так и в области плат-
форм» (стр. 30). Значит, в развитии структуры осадочной оболочки
Земли выделяется два периода:
1) дорифейский, который завершился образованием сиалической
оболочки — «панплатформы» (всеобщей платформы), иначе — до-
геосинклинальный период;
2) период геосинклинального развития, характеризующийся тем,
что панплатформа, раздробляясь глубинными разломами, местами
превращалась в геосинклинальные области, местами сохраняла ста-
бильность (участки, соответствующие древним платформам).
Дальнейшее геосинклинальное развитие шло от геосинклинальных
борозд (тесно связанных с глубинными разломами, сообщившими
геосинклинали линейность, отсутствовавшую в дорифейском развитии)
к вторичным и остаточным геосинклинальным системам, отличающимся
меньшей глубиной прогибания и относительной расплывчатостью
очертаний. В этот этап развитие характеризуется ведущей ролью опу-
сканий, охватывающих с течением времени все новые и новые площади,
раздроблением и погружением обломков панплатформы.
Термин «панплатформа» позднее был признан А. В. Пейве (1956)
неудачным и заменен термином «сиалический фундамент». Площади,
в пределах которых сиалический фундамент не нарушен орогениче-
скими движениями, представляют собой древние платформы. Понятие
652
«молодые платформы» в его признанном понимании А. В. Пейве относит
к длительным этапам спокойного, напоминающего платформенное,
развития геосинклинальных областей (например, мезозой и кайнозой
Центрального Казахстана).
По существу разломы сиалического фундамента определяют раз-
витие структуры осадочной оболочки после архея. «Этими тектони-
ческими швами определяется наблюдающаяся в позднем докембрии,
палеозое, мезозое и кайнозое сегментация земной коры, т. е. общий
рисунок тектоники Земли. Развитие издревле возникшей глыбовой
мозаики коры и унаследованность при этом главных тектонических
швов лежат в основе нашего понимания геологической истории неогея,
которую, таким образом, можно рассматривать как единый непрерыв-
ный поступательный процесс» (Пейве, 1960).
Представление о «панплатформе» поддерживается некоторыми ис-
следователями, работающими главным образом в областях древнего
геосинклинального развития. Так, В. А. Кузнецов (1952) па основании
анализа развития Алтае-Саянской геосинклинальной области рас-
сматривает Томский и другие массивы докембрийских пород как вы-
ступы дорифейского кристаллического фундамента — сохранившиеся
участки панплатформы. Доказательством существования паннлат-
формы В. А. Кузнецов считает относительно слабую дислоцированность
и платформенный «фациальный профиль» вышележащих рифейских
образований.
ПРЕДСТАВЛЕНИЯ О ПЕРЕРАБОТКЕ ОСАДОЧНОЙ ОБОЛОЧКИ
ОКЕАНИЧЕСКОГО ТИПА В ОСАДОЧНУЮ ОБОЛОЧКУ КОНТИНЕНТАЛЬНОГО
ТИПА (КОНТИНЕНТАЛИЗАЦИИ) КАК ВЕДУЩЕМ ФАКТОРЕ РАЗВИТИЯ
СТРУКТУРЫ ОСАДОЧНОЙ ОБОЛОЧКИ
Идея о существовании современных аналогов геосинклиналей
вдоль окраины океана (Страхов, 1948) привлекла пристальное внимание
многих исследователей. Японское море стало рассматриваться как
пример современного геосинклинального бассейна, характеризующе-
гося так по большой крутизне подводного склона, полосовому рас-
пределению фаций, флишенодобному переслаиванию осадков н т. д.
(Кленова и Гершанович, 1951). Островные дуги и моря Дальнего Вос-
тока стали рассматриваться как современная геосинклинальная область
с характерными резкими контрастами наземного и подводного рельефа,
высокой сейсмической активностью, интенсивным вулканизмом, линей-
ной вытянутостью фациальных зон, чередованием зон размыва и осадко-
накопления и крупными молодыми разломами (Безруков и Удинцев,
1953; Удинцев, 1954). Глубоководная область Японского моря тракто-
валась при этом как современная геосинклиналь, осложненная вну-
тренней зоной поднятия, мелководная и центральная часть Охотского
моря как платформа, испытавшая недавно погружение, впадины Дерю-
гина и Тинро как недавно возникшие краевые прогибы складчатых
систем Сахалина и Камчатки, Курильская дуга как двойная геоанти-
клиналь, вулканы которой приурочены к глубинному разлому, и т. д.
В дальнейшем глубоководные желоба и островные дуги широко
трактуются как современные аналоги геосинклинальных систем (Пуща-
ровский, 1965, 1965j5 Кинг, 1961; Чехович, 1965; Васильковский,
453
1967; Марков, Соловьев и Чехович, 1967 и др.). Рассмотрение остров-
ных вулканических дуг и глубоководных впадин как современных
аналогов геосинклинальных систем привело к широкому признанию
переработки океанического тина осадочной оболочки в континенталь-
ный путем геосинклинального процесса, как основного фактора
развития ее структуры.
Заметим, что в рассуждениях, обычно сопровождающих такие пред-
ставления, содержатся неточности, обусловленные смешением опре-
деляемых различными признаками понятий «осадочной оболочки»
и «земной коры», связанным с часто принятым обозначением их единым
термином «земная кора». Структура земной коры, определяемая поло-
жением сейсмических разделов (см. гл. II), обладает возрастом более
молодым, чем складчатые комплексы, слагающие осадочную оболочку,
и, но-видимому, является подвижной относительно ее структуры.
Об этом, в частности, говорит связь, устанавливаемая между совре-
менным рельефом поверхности Земли и положением глубоких сейсми-
ческих разделов. При такой ситуации не совсем правильно утверждать,
что геосинклинальный процесс, так же как формирующие осадочную
оболочку процессы накопления осадочных и вулканогенных толщ,
могут служить аппаратом преобразования одного типа земной коры
в принятом смысле этого слова в другой ее тин, аппаратом формирова-
ния гранитного слоя и т. д. В частности, имея в виду геосинклинальный
процесс, не следует говорить о преобразовании земной коры океани-
ческого тина в земную кору континентального типа.
На указанном недоразумении основываются весьма распростра-
ненные утверждения, что земная кора океанического тина является
первичной, т. е. очень древней и отвечающей догеосинклинальному
этану развития осадочной оболочки, а континентальная кора — вто-
ричной, образовавшейся в результате весьма длительного геосинкли-
нального процесса. Отсюда следует утверждение, что так называемый
«гранитный» слой, отсутствующий в океанах и развитый на конти-
нентах, является результатом геосинклинального процесса. В связи
с этим иногда утверждается, что «гранитный «слой является более
молодым, чем «базальтовый» слой, и что их соотношения являются
стратиграфическими. Нельзя говорить также о заложении геосинкли-
налей на «океанической коре», а тем более на «базальтовом» слое; нельзя
аргументировать представления о заложении протерозойских гео-
синклиналей на коре океанического тина неглубоким залеганием совре-
менного «базальтового» слоя иод такими геосинклиналями (Наливкин,
1966). Действительно, поверхность Конрада представляет собой по-
движную границу и с протерозоя доныне положение ее могло неодно-
кратно меняться. В свете современных данных о природе сейсмических
границ все эти утверждения становятся теперь необоснованными, хотя
процессы, формирующие осадочную оболочку, конечно, имеют опосре-
дованное влияние на структуру земной коры.
Многочисленные недоразумения и ошибки, связанные со смешением
понятий осадочной оболочки и земной коры, основаны на несоблюдении
принципа специализации (гл. I), позволяющего из разнообразного
множества геологических фактов и явлений выделять такие их сходные
группы, в пределах которых эти факты (явления) могут сравниваться
454
и классифицироваться. Смешение фактов (явлений) из различных групп
ведет к путанице и нелогичности основанных на них построений.
Строгое же соблюдение этого принципа представляется необходимым
условием правильности структурных и иных геологических построений.
Принцип специализации в общих чертах соблюдается в таких
отраслях геологических наук, как биостратиграфия, петрография,
геохимия, сейсмология, гравиметрия и т. д., где это естественно выте-
кает из однородности используемого фактического материала. В текто-
нике же, являющейся систематизирующей геологической дисциплиной,
имеющей дело с фактами разнообразной специализации, этот принцип
обычно не соблюдается, что является одной из основных причин «не-
разберихи» и «хаоса», которые часто справедливо приписывают текто-
ническим построениям. К числу таких построений, в которых из-за
смешения понятий трудно ручаться за правильность не только конеч-
ных выводов, но и самих рассуждений, следует отнести, в частности,
рассмотрение осадочно-геосинклинального процесса в качестве
причины образования «гранитного» слоя, трактовку океанического
типа земной коры как первичного, признание «базальтового» слоя
в стратиграфическом смысле более древним, чем «гранитный» слой
(Косыгин, 1956, 1958).
Сюда же следует отнести построения Е. В. Павловского (1953),
которые ранее автор (Косыгин, 1958) полностью разделял и которые
заключаются в признании существования стадии первичных симати-
ческих платформ, сохранившихся на отдельных участках дна океанов;
далее предполагается геосинклинальная стадия, с которой связывается
развитие сиаля, и стадия вторичных сиалических континентальных
платформ. В настоящее время согласно этой концепции должно проис-
ходить взаимодействие первичных и вторичных платформ, вдоль сопри-
косновения которых располагаются современные геосинклинальные
области с их островными дугами и вулканическими островами. Процесс
идет в сторону сокращения площади первичных платформ и разрастания
вторичных платформ.
Очень близкими являются взгляды В. А. Магницкого (1953),
согласно которым в начале геологической истории земная кора про-
ходила стадию развития, условно называемую первичной; типичное
дно современных океанов представляет эту первичную стадию; на этой
коре зародились первые геосинклинальные области, превращавшиеся
в результате геологических процессов в платформы; по периферии
первых центров стабилизации новые участки коры вовлекались в гео-
синклинальный процесс и таким образом происходило наращивание
первичных центров; процесс развития земной коры мыслится как про-
цесс возникновения и разрастания сиалических, континентальных
участков коры; но берегам Тихого океана располагаются современные
геосинклинальные области; идет вовлечение океанического дна в про-
цесс создания земной коры нового типа.
В этот же перечень можно включить концепцию Н. П. Василь-
ковского (1962 г.), выделяющего первичную стадию развития
Земли, когда земной коры не было, догеосинклинальную стадию форми-
рования «базальтового» слоя за счет извержений, которая для Земли
в целом протекала до раннего архея, а в пределах все более молодых
455
структур континентов продолжалась в последующие геологические
эры, а в современных океанах продолжается и в настоящее время.
Далее следует геосинклинальная стадия преобразования океанической
коры в континентальную и формирование «гранитного» слоя; в течение
этой стадии образуются древнейшие ядра континентов, происходит
обрастание древних щитов все более молодыми складчатыми сооруже-
ниями и сокращение океанических пространств; в настоящее время
геосинклинальный этап развития переживается поясами островных дуг.
К этой группе взглядов примыкает также концепция В. А. Раз-
ницына (1965), считающего «океаническую кору» — первичной. С мо-
мента образования Земли уже были условия для процессов выветрива-
ния, «которые обусловили экзогенное преобразование пород коры
океанического тина и создание этим путем участков коры материкового
типа» (стр. 4). В создании коры материкового типа также участвовали
процессы метаморфизма, расплавления и образования очагов гранитной
магмы. Области с первичной океанической корой В. А. Разницын
называет протогенами, а континенты со «зрелой сиалической
корой» — орафлонами (орайос — зрелый, флонос — кора, греч.).
Указываются этапы развития: 1) дорифейский — выветривание первич-
ных пород, разделение протогенов и орафлонов; 2) рифейско-налеозой-
ский — размыв протогенов и формирование чехла орафлонов, развитие
линейных геосинклиналей; 3) мезозойско-кайнозойский — образование
современных океанов и континентов, окончание геосинклинального
развития па орафлонах и начало его на нротогенах.
Из сделанного обзора видно, что идеи «континентализации» оса-
дочной оболочки океанов основываются па представлении геосинкли-
нального процесса как аппарата, формирующего «гранитный» слой
земной коры. Ход мыслей здесь примерно такой: на границе континен-
тального и океанического секторов коры располагается современная
геосинклиналь; эта геосинклиналь в ходе развития должна превра-
титься в платформу; все платформы имеют кору континентального
типа; следовательно, завершение геосинклинального процесса в совре-
менных геосинклиналях поведет к приращению занятой ими площади
к континентальному сектору коры; отсюда в свою очередь следует,
что континентальная кора разрастается, а океаническая — сокра-
щается. Поскольку континентальная кора отличается от океанической
присутствием «гранитного» слоя, можно заключить, что «гранитный»
слой обязан своим существованием геосинклинальному процессу.
Заметим, что в основе всей этой системы рассуждений лежит при-
знание того факта, что островные дуги и глубоководные впадины пред-
ставляют собой геосинклинали, причем именно такие, которые должны
со временем превратиться в платформы.
Следует отметить, что рассмотренная концепция континентализации
большинством ее сторонников формулируется не как представление
о развитии структуры осадочной оболочки, а как представление о раз-
витии структуры земной коры. Однако нетрудно видеть, что все сде-
ланные выше замечания но этой концепции, основанные на требовании
специализации, остаются в силе. Развитие структуры осадочной обо-
лочки как таковой в соответствии с концепцией «континентализации»
можно было бы рисовать следующим образом: очень тонкая несклад-
456
чатая, неметаморфизованная, но богатая базальтами осадочная обо-
лочка океанического тина — геосинклинальный процесс с накоплением
мощных осадочных и осадочно-вулканогенных толщ, складчатостью,
метаморфизмом, внедрением магм и формированием структуры фунда-
мента — развитие платформенного чехла и становление континенталь-
ных платформ.
ПРЕДСТАВЛЕНИЯ О «КОПТИНЕНТАЛИЗАЦИИ» И «ОКЕАНИЗАЦИИ»
КАК О СОЧЕТАЮЩИХСЯ ТЕНДЕНЦИЯХ В РАЗВИТИИ СТРУКТУРЫ
ОСАДОЧНОЙ ОБОЛОЧКИ
Идея океанизации крупных пространств материков достаточно
известна. На молодой возраст Индийского и отчасти Атлантического
океанов на основании различных соображений (палеогеографическая
обстановка, расселение фауны и флоры, расположение складчатых
систем и горных кряжей относительно океанических берегов) указы-
вали А. Д. Архангельский (1941), Г. Штилле (1945—1946, 1964),
Н. М. Страхов (1948).
Г. Штилле, называвший молодые океаны в отличие от праокеанов
неоокеанами, в качестве палеогеографического обоснования
молодости Индийского океана приводил отсутствие донермских морских
отложений на его побережьях. Признаком неоокеанов он считал также
отсутствие автогенных (собственно океанических) складчатых
обрамлений, характерных для Тихого океана, и преимущественное
развитие ксеногенных складчатых систем, не совпадающих
с окраинными зонами океана, а возникших как внутриконтинентальные.
Для неоокеанов характерны атлантические контуры (Э. Зтосс),
или «мертвые контуры», т. е. не совпадающие с подвижными складча-
тыми зонами (Г. Штилле). Н. М. Страхов (1948) отмечал, что площади
Атлантического и Индийского океанов после их погружения и умень-
шения под ними мощности сиалической оболочки превратились в текто-
нические формы особого рода, новые, до того в истории Земли отсут-
ствовавшие и не имеющие себе аналогов.
А. Д. Архангельский и Г. Штилле признавали геосинклинальный
или орогенический характер островных систем, но не подчеркивали их
соответствия современным геосинклиналям. Таким образом, предста-
вления о преобразовании океанической коры или океанической осадоч-
ной оболочки из работ этих исследователей не создавалось. Только
в работах Н. М. Страхова, который, с одной стороны, допускал оке-
анизацию (появление Атлантического и Индийского океанов), с другой
стороны, называл островные системы современными аналогами гео-
синклиналей, намечается сочетание обеих тенденций в развитии струк-
туры осадочной оболочки. Эти представления впоследствии развиваются
многими исследователями.
Укажем прежде всего на работы В. Е. Хайна (1962, 1964). Перво-
начальное состояние поверхности Земли он полагает близким к состо-
янию океанических платформ. Следуя А. П. Павлову (1923), В. Е. Хайн
это состояние называет лунной стадией и характеризует его неглубоким
положением слоя плавления и преобладанием в рельефе кальдерных
форм вулканического происхождения. Остывание верхней части мантии
на участках бурной на предыдущем этане вулканической деятельности
457
вело к возникновению центров охлаждения с наклоненными р ним
разрывами, имеющими дугообразную форму. Вдоль разрывов обра-
зовывались желоба и компенсационные поднятия (островные дуги),
наращиваемые поступлением из мантии андезито-базальтовой магмы.
Желоба и поднятия, соответственно называемые эвгеосинклиналями
и эвгеоантиклиналями, представляют оси тектонической н магмати-
ческой активности, центры роста материковой коры и центры распро-
странения волновых движений для различных эпох становления мате-
риковой осадочной оболочки. В рассмотренной части схема В. Е. Хайна
является вариантом представлений о континентализации.
Геосинклинально-океанический этап развития осадочной обо-
лочки в схеме В. Е. Хайна является но существу внутриконтиненталь-
ным, т. е. события, в нем происходящие, оставляют океаны в стороне.
Что касается этого и последующего этапа схемы В. Е. Хайна, то здесь
мы узнаем развитие идей Г. Штилле о Мегагее в усложненном и детали-
зированном виде. Его схема включает представления о становлении
и раздроблении Мегагеи, «первичном состоянии» и тенденции дальней-
шего разрастания платформ, прерываемой раздроблениями. У В. Е. Ха-
йна это выглядит так. В начале этапа происходит формирование древне-
архейских толщ в геосинклинальных условиях, в то время как
остальная часть коры представляет океаническую платформу. В позд-
нем архее впервые формируются настоящие платформы (системы Вит-
ватерсранд и Трансвааль, две глыбы на Украинском щите, разделенные
Саксаганской геосинклиналью, и т. д.); к концу архея образуются
гигантские платформы, раздробляющиеся при послеархейской пере-
стройке — «лаврентьевской революции» (например, Русская и Афри-
канская платформы, возможно, составляли одно целое и были разоб-
щены в протерозое возникновением Тетиса; таким же путем возникает
Монголо-Охотский пояс, разделивший прежде единую платформу на
Сибирскую и Китайскую). В раннем протерозое вырисовываются «основ-
ные черты современного структурного плана Земли», который затем
развивается «в основном унаследованно», причем платформы разра-
стаются за счет геосинклиналей (геосинклинально-платформенный
этап). С протерозоя, возможно, появляются подвижные пояса эпи-
платформенного тина, причем в зависимости от степени дробления
на материках могут возникать вторичные фемические геосинклинали
(с магматизмом периода геосинклинального погружения, носящим
основной и ультраосновной характер при максимально глубокой раз-
дробленности), сиало-фемические и сиалические (Хайн, 1964).
В общем процессе геосинклинального развития В. Е. Хайн на-
мечает тенденцию сокращения площади геосинклинальных областей,
что сопровождается вырождением геосинклинальных систем но про-
стиранию, вытеснением эвгеосинклиналей миогеосинклиналями, воз-
растанием роли срединных массивов, изменением тектонического поло-
жения краевых прогибов (смещение в сторону платформ) и межгорных
прогибов (смещение на срединные массивы), возрастанием интенсив-
ного горообразования и возрастанием роли гравитационной тектоники
и шарьяжей, обособлением циклов меньшей продолжительности, воз-
растанием роли флиша и моласс, вероятным сокращением гранитоидных
интрузий.
458
Процесс стабилизации, т. е. преобразования геосинклиналей в плат-
формы, по В. Е. Хайну, сменяется регенерациями геосинклинального
режима. Платформы после стабилизации были значительно обширнее,
чем остаточные платформы, сохранившиеся в структуре осадочной
оболочки. Свидетельством временной стабилизации геосинклиналей
являются комплексы основания — аналоги платформенных фунда-
ментов — и квазиплатформенные интервалы, представленные вклини-
ванием близких к платформенным чехлам осадков.
Восходящее (конструктивное) развитие осадочной оболочки (ста-
новление платформенного и геосинклинального типов) периодически
сменялось деструктивным развитием (авлакогены, тафрогеосинклинали
типа Красного моря, впадины субокеанического типа, например Чер-
ное море), заключающимся в конечном счете в преобразовании осадоч-
ной оболочки материкового типа в осадочную оболочку океанического
тина. Полный цикл развития от первичной океанической коры к кон-
тинентальной и затем к вторичной океанической требует, но В. Е. Ха-
йну (1964), многих сотен миллионов лет.
Изложенная концепция В. Е. Хайна лишена целостности и носит
как бы составной характер. В ней существующие представления о кон-
тинентализации первичной океанической коры, о заложении геосинкли-
нальных систем на первичном материке и, наконец, об океанизации
сгруппированы в единый замкнутый цикл появления и уничтожения
континентов. Здесь не соблюдается требование специализации, и пред-
ставления о процессах становления и изменения осадочной оболочки
иногда как бы подменяются представлениями об изменениях земной
коры. Например, под тафрогеосинклиналями Красного моря, под
Черноморской впадиной, под многими впадинами (например, синекли-
зами) внутри континентального сектора существенно изменяется струк-
тура коры с приближением ее к океаническому типу. Однако зто еще
не означает начала устойчивого процесса океанизации коры: скорее
здесь мы имеем дело с местными и временными изменениями ее струк-
туры. Тем труднее думать, что с образованием этих впадин ликвиди-
руется осадочная оболочка континентального типа с ее сложной струк-
турой и зтажностью и переходит в океанический тип. Сомнение в том,
что образование некоторых впадин, сопровождаемое подъемом раз-
дела М, не означает начала океанизации ни земной коры, ни осадочной
оболочки, основывается на историко-геологических данных. Внутри
континентов в прошлом неоднократно возникали впадины, под кото-
рыми на основании сравнения их с современными аналогичными впа-
динами с высокой степенью вероятности можно предполагать суще-
ствование зон изменения структуры коры. Однако эти древние впадины
(например, авлакогены, тафрогеосинклинали, глубокие впадины типа
Черного моря, существовавшие, например, в Прикавказье в миоцене)
заполнились осадками, «зарубцевались», и сейчас мы на их месте наблю-
даем нормальное для континентов строение коры. Мы вправе пред-
полагать, что с появлением и развитием впадин связано (не будем здесь
говорить о причинно-следственных связях) появление, развитие и исчез-
новение локальных аномалий строения коры. Если это так, то локаль-
ные аномалии строения коры, наблюдаемые в районах современных
или молодых впадин, являются преходящими и не означают океаниза-
45»
ции. С большой вероятностью можно предполагать, что появление,
развитие и замыкание геосинклиналей также связано с местными и вре-
менными аномалиями строения коры, что вполне согласуется с данными
о подвижности сейсмических границ. Если стать на такую точку зре-
ния, то развитие геосинклиналей необязательно ведет к необратимым
изменениям структуры коры, как этого требует концепция конти-
нентализации.
Однако было бы неправильным огульно отрицать влияние геосин-
клинального процесса (т. е. процесса становления и преобразования
осадочной оболочки) на структуру земной коры. Геосинклинальный
процесс в целом несомненно влияет на состав осадочной оболочки,
так как он приносит в нее извне (снизу) значительные массы магмати-
ческого материала. Изменение же вещественного состава осадочной
оболочки не может не повлиять на поведение сейсмических разделов
в земной коре. В этом отношении заслуживают внимания представление
М. В. Муратова (1965), который считает, что в результате геосинкли-
пального процесса происходит образование толстой платформенной
коры и мощного гранитного слоя, и представления В. В. Белоусова
(1967), во многом другом не вполне ясные. В. В. Белоусов рассматри-
вает сочетание двух направлений развития — образование «материко-
вой земной коры» и ее океанизацию. Особенностью концепции В. В. Бе-
лоусова является то, что «материковая кора» не развивается на океани-
ческой коре вследствие ее преобразования, а является самостоятельной
и первичной; она формируется на основе геосинклинального процесса,
«так как именно в геосинклиналях идет образование толстой коры
в результате приноса материала снизу, из мантии, и вместе с тем растет
«гранитный» слой как следствие метаморфизма и гранитизации» (стр. 10).
В результате этого процесса весь земной шар уже в архее покрывается
материковой корой, которая впоследствии только увеличивается в мощ-
ности. В конце палеозоя — начале мезозоя благодаря радиоактивному
распаду отдельные области верхней мантии нагреваются до полного
плавления их ультраосновного материала; происходит океанизация,
которая продолжается до настоящего времени. Одновременно проис-
ходит процесс нарастания «материковой коры» (видимо, речь идет лишь
об увеличении ее мощности, так как в архее материковая кора в пред-
ставлении В. В. Белоусова покрывала уже весь земной шар). Перифе-
рия Тихого океана является «зоной драматического столкновения»
обеих тенденций.
Несколько иначе трактуется вопрос о двух направлениях развития
осадочной оболочки М. В. Муратовым (1965). Возможность возникно-
вения вторичных океанических впадин он связывает с «последней
мегастадией развития земной коры, охватывающей мезозой и кайно-
зой». К вторичным океаническим впадинам он относит впадины Индий-
ского, Атлантического и Ледовитого океанов, в пределах которых кора
океанического тина образовалась на месте ранее существовавшей
материковой коры. Допускается, что впадина Тихого океана является
древней и может быть остатком первичной догеосинклинальной коры
базальтового состава.
В рассматриваемой группе представлений особняком стоит кон-
цепция Н. И. Николаева (1954, 1955), который, уделяя много внимания
4G)------------------------------------------------------------
неотектонической структуре, связывает строение земной коры с опре-
деленным тектоническим состоянием илн этапом развития структуры
осадочной оболочки. Н. И. Николаев говорит о последовательной смене
догеосинклинального, геосинклинального, платформенного и носле-
нлатформенного этапов, причем последний этап заключается в акти-
визации платформ и формировании вторичных океанических впадин.
Любая часть современной поверхности земли соответствует какому-либо
из этапов:
1) догеосинклинальному этапу соответствуют первичные плат-
формы, опущенные на дно океана; им свойственны относительно мало
интенсивные нисходящие движения и океанический тип коры;
2) геосинклинальному этапу соответствуют молодые складчатые
горы с интенсивными восходящими или нисходящими движениями
и с большой мощностью сиаля (60—80 км);
3) платформенному этану соответствуют различные по возрасту
формирования фундамента платформы с равнинным рельефом; им свой-
ственны слабоинтенсивные восходящие и нисходящие движения и не-
сколько меньшая мощность сиаля;
4) нослеплатформенному этапу соответствуют два типа развития —
континентальный и океанический. Континентальному тину развития
отвечают возрожденные горы и плато современного рельефа, т. е. акти-
визированные участки платформ, в пределах которых происходит
современное горообразование. Слой сиаля имеет здесь увеличенную
мощность (40—60 км). Океаническому тину развития отвечают вторич-
ные океаны с малой мощностью (8—10 км) сиаля.
Таким образом, из представлений Н. И. Николаева вытекает
обратимость структуры земной коры. Так, мощность земной коры
увеличивается при переходе от догеосинклинального этана (океани-
ческий тин) к геосинклинальному этану, уменьшается от геосинкли-
нального к платформенному, а при переходе от платформенного этапа
к посленлатформенному увеличивается при континентальном тине
развития н уменьшается при океаническом типе развития. Согласно
этой концепции осадочный (геосинклинальный) процесс не формирует
земную кору или ее «гранитный» слой, а только лишь влияет на ее
структуру, которая находится в известном соответствии с характером
процессов формирования осадочной оболочки.
Замечания вызывает недостаточный учет историко-геологической
стороны, которая внесла бы существенные коррективы в намеченную
последовательность этанов. Так, на месте ряда геосинклиналей ранее
существовал платформенный режим: древние платформы на протяжении
более 1 млрд, лет не вступают в посленлатформенный этап развития,
с другой стороны, в ряде молодых платформ вскоре после завершения
геосинклинального этапа начался нослеплатформенный этан. Очевидно,
что различные области характеризовались различной последователь-
ностью и длительностью выделяемых Н. И. Николаевым этапов.
* *
sic
Из всего изложенного можно сде.пать выводы:
1. Гипотеза простого разрастания платформ с полным отмиранием
геосинклиналей в современную эпоху (А. А. Борисяк) представляла
461
в свое время крупный прогрессивный шаг в развитии взглядов
на формирование структуры осадочной оболочки, особенно по сравнению
с господствовавшими в геологии взглядами мобилистов (А. Вегенер,
Р. Штауб, Э. Арган) и другими исследователями, сводившими геологи-
ческое развитие к простым механическим перемещениям.
2. Наиболее уязвимыми местами гипотезы простого разрастания
платформ явились, во-первых, отрицание возможности тектонического
развития платформ с образованием в их пределах новых геосинклиналей
и, во-вторых, отрицание геосинклинального режима в современ-
ную эпоху.
3. Гипотеза распада панплатформы, чрезвычайно интересная
в смысле постановки вопроса в новой и острой форме, разработанная
главным образом на примерах областей палеозойской складчатости,
хорошо объясняет многие наблюдаемые на них явления, но не может
быть признана универсальной. Так, в отношении протерозойских
геосинклиналей Евразии, занимающих, в частности, огромные про-
странства Тянь-Шаня, Центрального Казахстана, Алтае-Саянской
области, Монголии и т. д., нельзя утверждать, что они образовались
в результате распада панплатформы. Условия заложения этих гео-
синклиналей пока еще совершенно не выяснены. Возможно, что разви-
тие осадочной оболочки в архее здесь шло совершенно иначе, чем на
территориях древних платформ.
4. В определении направления развития структуры осадочной
оболочки видная роль должна принадлежать формационному анализу.
Анализ формационных рядов показывает поступательный характер
развития тектонических процессов и служит основой для выделения
типов платформенных и геосинклинальных областей в качестве струк-
турных элементов осадочной оболочки.
5. Осадочная оболочка в пределах океанов еще недостаточно из-
учена. Судя по петрографическим (обилие вулканических пород основ-
ного состава) и геофизическим данным, осадочная оболочка океанов
существенно отличается от осадочной оболочки континентов и должна
выделяться в самостоятельный тип. Однако строение осадочной обо-
лочки океанов (например, вертикальные ряды слагающих ее формаций,
наличие и последовательность структурных этажей) остается пока
еще совершенно не ясным. Соответственно не ясна и история формиро-
вания осадочной оболочки океанического типа.
О СООТНОШЕНИИ КОНТИНЕНТАЛЬНОГО И ОКЕАНИЧЕСКОГО
ТИПОВ ОСАДОЧНОЙ ОБОЛОЧКИ
О ВОЗМОЖНОЙ ПРИРОДЕ ОСАДОЧНОЙ ОБОЛОЧКИ
ОКЕАНИЧЕСКОГО ТИПА
Представление о строении осадочной оболочки, ее структурных
элементах и истории формирования вытекает из изучения распределе-
ния геологических формаций, их ассоциаций и рядов. О формационном
составе океанической осадочной оболочки можно судить лишь по типам
современных океанических осадков и немногочисленным обнажениям
коренных пород с учетом истолкования некоторых геофизических
462 ------------------------------------------------------
Все о геологии
http://geo.web.ru/
наблюдений. Для обоснования выделения формаций этих данных пока
недостаточно. В дальнейшем, возможно, будут выделены формации
талассогеосинклиналей (например, граувакковая) и формации океани-
ческого ложа, включающие глинистые, кремнистые и карбонатные
породы, образовавшиеся из океанических илов, прослои марганцевых
конкреций и корок, образовавшиеся в условиях замедленной седимен-
тации, и толщи эффузивов со специфическими гиалокластическими
образованиями (Боннати, 1966). Роль эффузивных пород здесь окажется
более значительной, чем в осадочной оболочке континентального типа.
Так, Г. Менард (1966) насчитывает в Тихом океане 10 000 симаунтов —
вулканов выше 1 км и отмечает, что объем лав, извергнутых этими
вулканами в течение 100 млн. лет, должен быть равен объему матери-
ковых лав, извергнутых за 3 млрд. лет. Среди формаций океанического
ложа возможно обособление осадочных формаций, связанных с клима-
тической зональностью. По-видимому, может быть выделена формация
рифовых известняков, включающая коралловые постройки мощностью
до 2000 м (Кваджалейн, Бикини), возникающие над опускающимися
вулканическими островами.
Геофизические данные (повышенная плотность, повышенная маг-
нитность пород) позволяют предполагать, что на обширных океани-
ческих пространствах, в частности, в пределах ограниченной глубоко-
водными желобами части Тихого океана и центральных глубоководных
частей других океанов, осадочная оболочка имеет иной состав и, следо-
вательно, иное строение и историю развития, чем на континентах,
и должна быть выделена в самостоятельный океанический тип.
По сейсмическим данным на дне Тихого океана выделяется «оса-
дочный покров» (слой неконсолидированных осадков, обнимающий,
как считают, четвертичные и третичные отложения) средней мощностью
0,3 км; он подстилается «вторым слоем» средней мощностью 1,3 км
и Vp 4—6 км/сек; ниже располагается «базальтовый слой» средней
мощностью 5,2 км (данные Рейта, Гаскелла и др., по Менарду, 1966).
«Осадочный покров» и «второй слой» могут рассматриваться как
слои земной коры, эквивалентные слоям осадочной оболочки, так как
на глубинах 1,5—2 км исключена возможность каких-либо фазовых
изменений, ведущих к подвижности сейсмических границ. В отношении
петрографического состава «второго слоя» высказываются различные
гипотезы (Менард, 1966). Большая невыдержанность мощности «второго
слоя» говорит в пользу его вулканогенного состава; вместе с тем по
наблюдениям у берегов Калифорнии предполагается, что он может
быть представлен уплотненными осадками; высказываются также
предположения о его известняковом составе. Вполне вероятно, что
состав «второго слоя» может быть различным в разных районах. Есть
основания думать, что и сам «базальтовый» слой океанических про-
странств хотя бы частично принадлежит к осадочной (гипергенной)
оболочке. На это, в частности, указывают сейсмологические дан-
ные С. М. Зверева и Л. Р. Мерклина (1966), согласно которым в «ба-
зальтовом» слое океанического дна восточнее о-ва Итуруп существуют
неоднородности размером первых сотен метров, которые могут отражать
неровности рельефа, заполненные лавовыми потоками или другими
отложениями, нарушенные зоны и т. п.
46?
Возможны, по крайней мере, два предположения относительно
строения и развития осадочной оболочки океанического типа.
Во-первых, она может представлять погруженный блок континен-
тальной оболочки, развивавшейся ранее посредством «обычных» гео-
синклинальных процессов, а в океанической стадии своего суще-
ствования измененной за счет глубинных процессов океанизации
(уплотнение, метаморфизм, инъекции основных магм).
В отношении механизма океанизации можно строить только
догадки. Согласно одной из них, принадлежащей В. В. Белоусову
(1967, стр. 10), «основной и ультраосновной расплавленный материал
выливался на поверхность коры (т. е. осадочной оболочки континен-
тального типа) и внедрялся в нее по возникшим многочисленным тре-
щинам, расчленяя ее на глыбы и увлекая последние, после застывания,
своей тяжестью в глубь мантии. Этот процесс «перемешивания, дез-
интеграции и растворения обломков коры и гомогенизации тектоно-
сферы» захватывает слой мощностью несколько сотен километров.
В. В. Белоусов предполагает, что в результате этого процесса кора
(осадочная оболочка) океанического типа может иметь такое строение
(сверху): 1) слой рыхлых осадков, образовавшихся после «океанизации»,
2) потоки излившегося базальта, чередующиеся с осадками, 3) основ-
ные и ультраосновные интрузии и эффузии.
Рисуемый В. В. Белоусовым механизм «океанизации» предусматри-
вает распад осадочной оболочки и поглощение ее обломков мантией.
Однако можно мыслить и иначе. Так, представляется маловероятным,
что поднявшаяся кверху внедрившаяся в осадочную оболочку и вы-
плеснувшаяся наружу основная и ультраосновная магма затем своей
тяжестью затянет блоки осадочной оболочки на глубины мантии, кото-
рая сама сложена не менее тяжелым материалом. Такое затягивание
блоков вниз мыслимо только при значительной инверсии плотностей,
существование которой трудно предполагать. Скорее можно допустить,
что подобный процесс мог осуществляться путем обильных послойных
и трещинных инъекций магмы в погружающиеся блоки осадочной
оболочки континентального типа (Тихомиров, 1963). При этом осадоч-
ная оболочка увеличилась бы в объеме, весе и плотности. В изменен-
ной этими процессами осадочной оболочке должны сохраниться
в какой-то мере хотя бы реликты ее прежней «континентальной» (гео-
синклинальной, складчатой) структуры, которая, возможно, будет
обнаружена тонкими и точными геофизическими наблюдениями на
уровнях «базальтового» слоя и мантии под океанами.
Во-вторых, осадочная оболочка океанического типа может быть
результатом длительного и сложного осадочного процесса (включая
излияния лав, чередующихся с осадочным материалом), но развивав-
шегося существенно иначе, чем в пределах континентов. Она может
представлять собой толщу осадочных и вулканогенных пород, рас-
полагающихся на первичной (доосадочной) поверхности планеты. Роль
осадочных пород в этой толще, вероятно, сравнительно невелика-
В пользу этого говорят данные по скоростям осадконакопления. При
средней скорости седиментации в южной части Тихого океана 0,4 мм
за 1000 лет на формирование одного только «осадочного слоя» сейсмо-
логов должно было уйти 1,4 млрд, лет (Менард, 1966). Однако скорость
464 ---------------------------------------------------------
не везде такова- На востоке экваториальной части Тихого океана она
достигала 6 мм за 1000 лет, а у берегов Калифорнии — 20 мм
за 1000 лет. Роль вулканогенного материала в строении осадочной
оболочки океанического типа весьма значительна. Если учесть под-
считанные X. В. Менардом объемы эффузивных пород, излившихся
за последние 100 млн. лет, а также принять во внимание, что отложение
осадочных и эффузивных пород должно было происходить на террито-
рии океанов хотя бы и с очень небольшой скоростью и в предшеству-
ющие 3—3,5 млрд, лет, то станет ясным, что осадочная оболочка оке-
анического типа не представляет собой весьма тонкого слоя, соответ-
ствующего «осадочному» слою сейсмологов, как это иногда рисуется,
а уходит своими корнями в глубины «базальтового» слоя и, вероятно,
мантии. Таким образом, при обоих предположениях о происхождении
осадочной оболочки океанического типа (океанизация или формирова-
ние в океанах) она оказывается достаточно мощной, что исключает
возможность существования не только в наше время, но и в прошедшие
геологические эпохи, соответствующие времени формирования осадоч-
ной оболочки континентального типа, «голой» первичной океанической
коры без стратисферы.
Следует считаться с возможностью одновременного существования
двух подтипов океанической осадочной оболочки, соответствующих
двум сделанным предположениям, а также с тем, что под отдельными
участками океанического дна могут располагаться погруженные слабо
измененные блоки осадочной оболочки континентального типа, хотя
земная кора на таких участках может приближаться к океаническому
типу. Погруженным измененным и неизмененным блокам континенталь-
ной осадочной оболочки могут соответствовать внутренние моря запад-
ной окраины Тихого океана. Так, котловина Японского моря,
Южно-Китайское море и отчасти Коралловое море по соотношению*
контуров со структурой прилегающих частей континента могут пред-
ставлять собой такие погруженные блоки. Это подтверждается по-
строениями Н. А. Богданова (1965), показывающими общность струк-
турно-формационных зон палеозоя для континента, Сахалина и Японии
и вероятное распространение этих зон на пространство, занятое ныне
Японским морем.
Такими же опущенными блоками осадочной оболочки континен-
тального типа могут быть Берингово море, Тасманово море и море Ско-
тин, поскольку на ограничивающих их островах выступают древние
палеозойские породы.
Наличие выступов древних метаморфических пород неопределен-
ного возраста на южном окончании Марианской дуги — на островах
Японской группы, а также на островах Кермадек и Тонга позволяет
предполагать, что Филлипинская и Западно-Марианская котловины
и море Фиджи могут представлять собой также погруженные блоки
осадочной оболочки континентального типа. В пределах некоторых
из этих блоков континентальный тип коры преобразовался в океани-
ческий с поднятием раздела Мохоровичича подобно тому, как это в не-
сколько меньшей степени имеет место во многих впадинах, располо-
женных в пределах континентов (Прикаспийская впадина, Западно-
Сибирская геосинеклиза, Днепровско-Донецкая впадина и многие
30 Заказ 206. --------------------------------------- 465*
другие). Помимо охарактеризованных здесь двух гипотез о происхожде-
нии осадочной оболочки океанического типа высказывается также
третье, не разделяемое автором предположение В. Б. Неймана,
П- Н. Кропоткина и ряда зарубежных авторов о расширении Земли
и раздвижении ее поверхности по линиям срединных океанических
хребтов с образованием оголенных участков субстрата, на которых
осадочная оболочка начала формироваться недавно и поэтому
маломощна.
О ВОЗМОЖНОСТИ ПРЕОБРАЗОВАНИЯ ОСАДОЧНОЙ ОБОЛОЧКИ
ОКЕАНИЧЕСКОГО ТИПА
Поскольку основными типами осадочной оболочки Земли являеотся
континентальный ее тип, сравнительно изученный, и океанический тип,
еще во многом не ясный, главным представляется вопрос о соотношении
этих двух типов осадочной оболочки и возможности их перехода одного
в другой.
При взгляде на геологическую или тектоническую карту мира
ясно видно, что континентальные площади насыщены древними плат-
формами и выходами архейских и протерозойских образований в гео-
синклинальных областях. Эти древние блоки близко подступают к гра-
ницам океанов и во многих районах непосредственно срезаются ими
(восточная часть Алданского щита; Канадский и Бразильский щиты
и Африканская платформа со стороны Атлантического океана; Афри-
канская, Индостанская, Австралийская и Антарктическая платформы
со стороны Индийского океана) или отделяются от них линейными
складчатыми геосийклинальными системами (Южноамериканская, Се-
вероамериканская и Австралийская платформы со стороны Тихого
океана). Поэтому следует считать очень вероятным, что архейско-
протерозойский цоколь, состоящий в своей основе из измененных
осадочных пород, распространялся на всю площадь континентов, за
возможным исключением некоторых узких окраинных геосинклиналь-
ных зон. Существование архейского цоколя не доказано в центральных
частях обширных геосинклинальных поясов (например, Урало-Тянь-
шанского), где, однако, установлено широкое распространение протеро-
зойских геосинклинальных толщ. Можно заключить, что на конти-
нентах если не с архея, то, по крайней мере, с начала протерозоя повсе-
местно происходило формирование осадочной оболочки континенталь-
ного типа. Поэтому на протяжении огромного промежутка времени
нигде в пределах площади континентов осадочная оболочка континен-
тального типа не могла начать формироваться непосредственно на так
называемой первичной океанической коре. Мало того, она не формиро-
валась и на осадочной оболочке океанического типа. Против возмож-
ности существования в прошлом океанических условий на территории
современных континентов говорит также отсутствие осадков «Мирового
океана» в стратиграфических разрезах континентов, что было подробно
обосновано Г. Штилле (1945, 1946, 1964).
Таким образом, данные о геологическом строении континентов
не только не доказывают, но и опровергают возможность разрастания
континентов за счет океанических пространств, начиная с начала
неогея, а следовательно, ставят вообще под сомнение представления
466
о переработке «голой» океанической коры или же осадочной оболочки
океанического типа в континентальную и о направлении современного
геосинклинального процесса на окраинах Тихого океана в сторону
отвоевывания океанических пространств для континентов.
Однако часто высказывается противоположная точка зрения.
В частности, приводится пример последовательной зональности в Юж-
ной Америке в сторону океана от герцинид, припаянных к древней
платформе, к ранним альпидам, далее к зоне неогеновой геосинклинали
и, наконец, к системе глубоководных желобов, рассматриваемых как-
современные геосинклинальные рвы. Однако герциниды вполне могли
развиться не западнее платформы, а на ее раздробленном участке,
ранние альпиды — не к западу от герцинид, а непосредственно на них
и т. д.
Таким образом, наблюдающаяся на западе Южной Америки после-
довательность складчатых зон могла вполне образоваться в пределах
ранее существовавшего континентального цоколя. Мало того, в Север-
ной Калифорнии (горы Кламат севернее Юрики) известны выходы мета-
морфизованных и складчатых ордовикских и силурийских пород (Chur-
kin, Langenhein, 1960; Davis, Holdaway, Lipman, Romey, 1965) типичного
геосинклинального облика в непосредственной близости к побережью
Тихого океана, что мало вяжется с представлениями о наращивании
складчатыми зонами континентальных блоков на фоне отступания
геосинклинальных зон в сторону ложа Тихого океана.
О ТЕКТОНИЧЕСКОМ ПОЛОЖЕНИИ ОСТРОВНЫХ СИСТЕМ
Если считать установленным, что континенты не могли наращи-
ваться за счет океанов, по крайней мере, с протерозоя, то такое же
тектоническое положение занимают парные системы дуга — желоб
[назовем их «островными системами» (по Ф. Б. Кингу, 1961, — это
«системы островных дуг и впадин»)], которые часто трактуются как
современные геосинклинальные системы, перемещающиеся (может быть
скачкообразно) к центру океана и наращивающие континент? Эти сис-
темы, как было показано, не передвигались в геологическом прошлом
от континента к океану.
Были, правда, попытки показать, что некоторые желоба, в ча-
стности Курильско-Камчатский, мигрируют в сторону океана (Зверев
и Мерклин, 1966). Это предположение основывается на асимметричном
строении желоба, западный борт которого, прилегающий к о-ву Иту-
руп, характеризуется изменчивостью мощностей осадков и изменением
значений сейсмических скоростей, в то время как восточный борт сохра-
няет структуру океанического ложа. Однако асимметрию эту легче
объяснить односторонним заполнением желоба осадками со стороны
островной дуги. Вообще же рассмотренный случай является очень
частным, а предположения авторов касаются лишь незначительных
местных смещений желоба, что не может иметь никакого значения для
вопроса о разрастании осадочной оболочки континентального типа
за счет океана. Из сказанного следует, что островные системы или сме-
щались от океана к континенту, или занимали в теле Земли фик-
сированное положение, если не принимать во внимание возможных
30*
467
деформаций контуров океанов в связи с крупными горизонталь-
ными вращательными деформациями тектоносферы.
Можно говорить о морфологическом сходстве островных систем
с геосинклинальными системами или об их сходстве по некоторым дру-
гим признакам, например подвижности (Драновский, 1967). Однако
мы условились выделять геосинклинальные системы по вещественному
(формационному) составу. Достаточных же оснований проводить знак
равенства по этому признаку между островными и геосинклинальными
системами у нас не имеется. Действительно, третичные толщи, слага-
ющие островные дуги, специфичны и состоят из терригенных и карбо-
натных обычно мелководных морских отложений в прибрежных и остров-
ных фациях, реже лигнитоносных толщ, продуктов вулканических
излияний основного, среднего, реже кислого состава и туфогенных
толщ. Местами выделяются толщи типа моласс. Однако ни в одном
случае не наблюдались формационные ряды, характерные для гео-
синклинальных систем континентов.
О заполнении глубоководных впадин осадками, т. е. об их форма-
ционной характеристике, можно привести такие данные и соображения.
Ф. Кинг (1961) полагает, что те желоба, которые имеют не U-образное,
а плоское дно, заполнены осадками, вероятно, принесенными муть-
евыми потоками. В качестве примера приводится впадина Пуэрто-
Рико (Браунсона). имеющая плоское дно. На ее южном продолжении
появляется срединное валообразное поднятие, которое достигает по-
верхности моря в виде о-ва Барбадос; слагающие этот остров породы
рассматриваются как осадки, выполнившие южную часть желоба.
В основании разреза здесь располагаются терригенные мелководные,
частью грубообломочные дислоцированные отложения среднего
эоцена (1500 м), выше несогласно лежат алевропелиты с включениями
обломков песчаников и известняков и следами подводно-оползневых
явлений (0—400 м), радиоляриевые кремнистые породы и глобигери-
новые мергели («океаническая формация», 550 м), фораминиферовые
известняки и глобигериновые мергели (верхний олигоцен — нижний
миоцен, 3000 м). Эти отложения, которые предположительно сформи-
ровались в глубоководном желобе, отнюдь не являются эвгеосинкли-
нальными, что в какой-то степени свидетельствовало бы в пользу трак-
товки желобов как геосинклиналей в начальной стадии, а скорее всего
сходны с отложениями морских предгорных впадин; в частности, они
обнаруживают близкое сходство с фораминиферовой толщей северо-
западного склона Кавказа.
Среди донных осадков глубоководных впадин указываются по раз-
ным данным бескарбонатные терригенные осадки, вулканогенные и ча-
стично биогенные кремнистые осадки, гравийно-галечные осадки,
рассеянные гальки и валуны (до самых больших глубин), форамини-
феровые известковые илы, известково-глинистые осадки с примесью
вулканогенного материала, радиоляриевые и диатомовые илы (Дра-
новский, 1967). Весь этот набор осадков почти целиком вписывается
в набор горных пород Барбадосского разреза.
Судя по этим данным, островные системы или надо считать струк-
турными элементами особого типа или выделять в особую разновид-
ность геосинклинальных систем, но не приравнивать их к начальным
468
стадиям развития геосинклиналей континентов. Заметим, что Г- Штилле
(1943, 1945, 1964), считая возможным сопоставлять дугообразные
островные цепи Малайского архипелага с геосинклинальными соору-
жениями Альп в их начальной мезозойской стадии, категорически
отрицал их «геоциклическую равноценность». Андезитовый вулканизм
Зондских островов он считал ярко выраженным субсеквентным вулка-
низмом, характеризующим после орогенную стадию. В. В. Бело-
усов и Е. М. Рудич (I960) рассматривают островные дуги как активи-
зированные реликты древних геосинклинальных систем, оставшиеся
позади фронта базификации, продвигавшегося от океана в глубь кон-
тинента. В этом понимании островные дуги также никак нельзя рас-
сматривать в качестве геосинклиналей в начальной стадии развития.
Трактовка островных систем как геосинклиналей в начальной
стадии их развития, расположенных на переднем фронте наступления
континента на океан, ведет к ряду недостаточно обоснованных палео-
тектонических построений для континентальных пространств. Так,
например, некоторые реконструированные древние линейные возвы-
шенности, представлявшие собой узкие полосы суши или гирлянды
островов, сравниваются с островными дугами островных систем,
и в связи с этим высказываются предположения о существовании в пре-
делах нынешних континентальных площадей в эпохи, к которым отно-
сятся данные палеотектонические построения, значительных участков
с «голой» океанической корой. Подобная концепция развивалась
А. А. Предтеченский (I960), который обосновывал наличие суши кембрий-
ского времени, состоящей из геологически разнородных элементов
и отделявшей внутреннее эпиконтинентальное море Средне-Сибирской
впадины (территория Сибирской платформы) от геосинклинального
бассейна юга Сибири. Эту сушу А. А. Предтеченский рассматривал
как островную дугу докембрийского возраста, омываемую кембрий-
скими морями, и высказывал предположение, что к северу от нее рас-
полагался участок коры океанического типа. А. А. Предтеченский
сомневался в том, что в центре впадины (Сибирской платформы) всюду
имеется гнейсовый фундамент. Это мнение было аргументировано совер-
шенно недостаточно; так, например, указывалось, что на Чадобецком
поднятии выходят слабодислоцированные и негранитизированные слои
верхнего протерозоя, тогда как хорошо известно, что в пределах всей
Сибирской платформы распространен неметаморфизованный верхне-
протерозойский чехол, который на склонах щитов располагается на
кристаллическом фундаменте. Указывалось далее, что трапповый
магматизм, широко распространенный в Средне-Сибирской впадине,
характерен для коры океанического типа; однако трапповый магма-
тизм известен в разнообразных в тектоническом отношении районах
континентов. Ошибочность таких построений заключается в необосно-
ванном перенесении всех качеств островных систем, располагающихся
на краю океана, на островные цепи совершенно иной природы, неиз-
бежно появлявшиеся в процессе развития большинства внутриконти-
нентальных геосинклинальных систем.
Заслуживает внимания сопоставление современных глубоководных
желобов с восточной зоной Отаго — Сахалин палеозоид западного
обрамления Тихого океана (Богданов, 1966). Эта зона представляет
469
геосинклинальное образование особого типа- Она сложена толщами
граувакк (до 60%), пепловых и обломочных туфов, развитых по ним
кремнистых сланцев с прослоями спилитов и диабазов, линзами изве-
стняков и мраморов, прослоями конгломератов и брекчий; в этой зоне
почти отсутствуют гранитные интрузии, но развиты дайки и силлы
основных и ультраосновных пород. Как отмечает Н. А. Богданов, эти
толщи сходны с осадками современных океанических желобов; сходны
они и с формациями островных дуг. Н. А. Богданов считает, что зона
Отаго — Сахалин развивалась вдоль окраины океана и предлагает
относить ее к классу талассогеосинклиналей или океанических гео-
синклиналей, не имеющих аналогов в пределах континентов. Сопоста-
вление островных систем с этим, пока намечающимся, классом талассо-
геосинклиналей представляется наиболее обоснованным.
Пространственное совпадение зоны палеозойских талассогеосинкли-
налей с островными системами говорит о стационарном положении та-
лассогеосинклинального пояса по крайней мере с палеозоя доныне и, еле-
довательно, о стационарном положении западно-тихоокеанской границы
между областями распространения осадочной оболочки континенталь-
ного и океанического типов. Стационарное положение восточного огра-
ничения Тихого океана подтверждается строением и историей развития
складчатых сооружений западной окраины Американского континента.
Действительно, геосинклинальные процессы отличаются здесь
огромной длительностью и значительной интенсивностью смятий и маг-
матических проявлений. Примерами тому служат Кордильеры и Анды.
А. Ирдли (1954, стр. 25), например, указывает, что «огромный комплекс
орогенических поясов вдоль тихоокеанского края континента разви-
вался в течение очень длительного времени. Древнейшими пластами- . .
являются ордовикские, а деформированные слои плейстопенового
возраста прослеживаются вдоль всего пояса от Мексики до Аляски.
В палеозойское время тихоокеанский край континента на поверхности
представлял собой вулканический архипелаг, а на глубине — пояс
глубинного сжатия и батолитовых интрузий. Большое количество
вулканического материала, поступавшего из внутренней части архи-
пелага, отлагалось в формирующемся прогибе, смешиваясь и пере-
слаиваясь с другими кластическими и карбонатными осадками. Пермь,
триас, нижняя и средняя юра являлись временем интенсивной вулкано-
генной деятельности и представляли продолжение в мезозое почти
тех же условий, которые существовали в палеозое. В конце юры
и в раннемеловое время произошла интенсивная складчатость, пред-
шествовавшая батолитовым интрузиям. - .сложная история деформа-
ции и осадконакопления прослеживается через меловой и третичный
периоды вплоть до настоящего времени». Приведенная цитата дает
яркое представление о длительной и более или менее непрерывной
активности тектонических и магматических процессов в пределах
сравнительно узкого пояса. Характерно, что вдоль границы Тихо-
океанского блока располагаются самые протяженные на земном шаре
горные складчатые сооружения, которые к тому же обладают прямо-
линейными или слабо изогнутыми очертаниями, не свойственными
горным цепям Средиземноморья. Все это свидетельствует об устойчивом
положении края Тихоокеанского блока в течение всего неохрона.
470
Сошлемся еще на Г- Штилле (1957), который считал, что огромная
поверхность надвиговых движений периферии Тихого океана является
линией геотектонического раздела первого порядка с древних времен
истории Земли, линией, отделявшей сверхустойчивую и почти лишен-
ную землетрясений область Тихого океана. К этому лее поясу при-
урочены наибольшие на всем земном шаре новейшие движения так
называемой пасаденской фазы.
Как известно, Г- Штилле (1945, 1946, 1964) считал Тихий океан
праокеаном, контуры которого определялись в глубоком до-
кембрии. Тихий океан был окружен поясом пракратонов (пра-
континентов), в который входили Лаврентия, Бразилия, Патагония,
Ангария, Синия, Австралия, предположительно Филиппины. Между
поясом пракратонов и праокеаном располагался циркумтихоокеанский
ортогеосинклинальный пояс, существовавший и значительно развитый
уже в докембрии (серия Белт в Кордильерах). Таким образом, развитие
Тихоокеанского пояса Г. Штилле представлял как унаследованное
с докембрия; он писал, что состояние той части «земной коры», которая
представлена Мировым океаном, необратимо или почти необратимо.
Тихий океан Г. Штилле считал не единственным праокеаном; к ним
он также относил Арктический праокеан, пра-Скандик, Северную
и Южную пра-Атлантику.
Сказанное выше заставляет считать наиболее вероятным стаци-
онарное положение зон ограничения Тихого океана (островные системы
и системы внутренних морей на западе, складчатые системы окраин
Американского континента на востоке), по крайней мере, в течение
всего неогея (неохрона).
Длительная устойчивость положения зон ограничения говорит
в пользу соответствующей длительности существования Тихого океана
как глубоководного бассейна и как области с корой океанического
типа. Не исключен, однако, другой вариант, а именно, что при устойчи-
вости своих ограничений Тихий океан в сравнительно недавнем прош-
лом (например, в конце палеозоя — начале мезозоя) мог представлять
собой относительно поднятый, характеризующийся иным (континен-
тальным) строением коры блок, впоследствии испытавший океаниза-
цию. В настоящее время ни один из этих двух вариантов не может
быть строго доказан за недостаточностью данных.
Однако первый вариант представлялся более вероятным по ряду
соображений. В частности, особый характер палеозойских талассо-
геосинклиналей Н. А. Богданова и современных островных систем
говорит скорее за периокеаническую, нежели за внутриконтиненталь-
ную их природу. Представление о базификации Тихоокеанского блока
осадочной оболочки континентального типа встречает возражения
геохимического характера. В. А. Магницкий, например, высказывает
справедливое недоумение по поводу того, куда девалось в таком случае
огромное количество высвобождающегося кремния.
* *
*
Рассматривая развитие структуры осадочной оболочки, следует
его строго отграничивать от процесса развития структуры земной коры.
Развитие структуры осадочной оболочки — это процесс прежде всего
471
аккумулятивный: осадочная оболочка на фоне непрерывных пере-
распределений слагающего ее материала на поверхности Земли по-
стоянно наращивается за счет поступления магматического материала
извне (снизу). Таким образом, осадочная оболочка на протяжении
геологической истории Земли должна была утолщаться. Ни нижняя
поверхность осадочной оболочки, ни время начала ее формирования
нам не известны. Ответ можно найти только путем исследования нижней
поверхности и связанных с ней вещественных и структурных соотноше-
ний. Во-первых, по этой причине остаются невыясненными условия,
в которых начала формироваться осадочная оболочка, и у нас нет
никаких данных для суждения о событиях того времени; возможны
только самые общие догадки, основанные на астрономических анало-
гиях (например, «лунная стадия»). Во-вторых, нам не известно совре-
менное состояние нижней поверхности осадочной оболочки: является ли
она законсервированной или она «исчезла» вследствие возможных
процессов распада осадочной оболочки в нижней ее части? Поскольку
мы условились под осадочной оболочкой понимать внешнюю оболочку
земного шара, в пределах которой по тем или иным признакам можно
распознать слои, ранее сформировавшиеся на поверхности Земли,
под распадом осадочной оболочки мы можем подразумевать лишь
процессы, ведущие к полному исчезновению этих признаков. Мы не
знаем, имели ли место такие процессы; если они были и распространя-
лись по всей сфере, то первичная нижняя поверхность осадочной обо-
лочки уже не существует и всякие следы о начальных стадиях ее фор-
мирования, ранее сохранявшиеся в теле Земли, оказались стертыми.
С другой стороны, мы вправе считаться с возможностью того, что оса-
дочная оболочка сохранилась в полном ее объеме, даже в тех ее уча-
стках, которые находятся на глубинах мантии.
Таким образом, вопрос о возможности распада осадочной оболочки
в ее нижней части остается открытым. Распад же ее в соответствии
с механизмом «океанизации» В. В. Белоусова, как уже отмечалось,
представляется не реальным.
Развитие структуры земной коры представляет собой процесс,
в значительной степени обратимый. Так, «гранитный» слой или даже
земная кора в целом не являются непосредственным результатом какой-
либо аккумуляции вещества, а являются зонами, в которых это веще-
ство приобретает определенные физические свойства, часто зависимые
от РТ условий. При изменении условий меняется структура коры.
Выше уже приводились соображения о том, что структура земной коры
является подвижной относительно структуры осадочной оболочки
и, в частности, что локальный геосинклинальный процесс (заложение,
развитие и замыкание геосинклиналей), по-видимому, сопровождается
локальными и преходящими аномалиями структуры коры.
Геосинклинальный процесс, протекающий в осадочной оболочке,
не может формировать «гранитного» слоя коры. Можно в крайнем случае
допустить заложение геосинклиналей на доосадочной поверхности
планеты, но утверждение о том, что они закладываются на коре океани-
ческого типа, является совершенно не ясным. Автор тем не менее весьма
далек от мысли, что процессы развития осадочной оболочки и земной
коры никак друг с другом не связаны. Действительно, наращивание
472
осадочной оболочки за счет поступления материала снизу ведет к изме-
нению ее состава и структуры, что не может не отразиться на простран-
ственном распределении значений тех физических свойств, по которым
выделяются структурные элементы земной коры. В этом смысле по-
явление слоев коры, выделяемых по физическим свойствам, в частности
«гранитного» слоя, можно рассматривать как следствие аккумуляции
(формирования) осадочной оболочки.
Какая бы гипотеза образования осадочной оболочки океанического
типа ни была принята, следует считать, что осадочная оболочка океани-
ческого типа достаточно развита и соразмерна по мощности с осадочной
оболочкой континентального типа. Эти два типа осадочной оболочки
резко различаются по составу, что ясно отражено в составе земной
коры па континентах и в океане. Тихоокеанский пояс как граница
между областями распространения этих двух типов оболочки занимает
в теле Земли стационарное положение, по крайней мере, с позднего
докембрия. Это касается пояса в целом, так как в пределах широкой
занимаемой им полосы, с одной стороны, отдельные глыбы континен-
тальной оболочки могли погружаться и претерпевать значительные
изменения, например, за счет инъекций базальтов, с другой стороны,
на отдельных участках структура оболочки океанического типа могла
изменяться за счет накопления осадочных толщ и складкообразо-
вания в них.
Остается совершенно открытым вопрос о существовании в архее
Тихоокеанского пояса и разделяемых им полусфер с совершенно раз-
личным составом и строением осадочной оболочки. Представляется
более естественным связывать существование этих элементов с первич-
ной неоднородностью планеты, чем допускать грандиозные и мало-
вероятные события, столь резко изменившие лик ранее однородной
Земли. Предположение о первичной неоднородности нашей планеты
является, конечно, сугубо гипотетическим. Однако в пользу его гово-
рит стационарное положение Тихоокеанского пояса, по крайней мере
с протерозоя. Трудно что-либо высказать о возможной природе пред-
полагаемой первичной неоднородности Земли. Скорее всего, ее можно
связывать с существенными неправильностями формы Земли до
приобретения ею фигуры гидростатического равновесия. Из про-
цессов, с которыми связаны внутриконтинентальные преобразования
структуры осадочной оболочки, особенно значительными предста-
вляются два. Первый из них — это большая регенерация, с которой
связан частичный распад архейских платформ; этому обязаны прямо-
линейные и угловатые очертания древних платформ, однако неясно,
что существовало до этого — Мегагея Г. Штилле или грубо оформлен-
ные «заготовки», из которых древние платформы получились в резуль-
тате последующей «огранки». Последнее предположение более вероятно,
поскольку отколотые глыбы архейского фундамента встречаются лишь
в непосредственной близости платформ и местами наблюдаются посте-
пенные переходы от архейских толщ к протерозойским, показывающие
на существование участков непрерывного прогибания и осадконако-
пления, одновременно с раскалыванием приподнятых и денудированных
глыб архейского фундамента. С другой стороны, структура обширных
протерозойских геосинклинальных областей явно связана с раскалы-
ванием их субстрата. Об этом говорит, например, морфология Алтае-
Саянской геосинклинальной области (в протерозое), которая состоит
из линейных (шовных) вулканогенных геосинклиналей и ограниченных
или изометричных и угловатых карбонатогенных геоантиклиналей.
Однако надо учитывать, что субстратом таких геосинклинальных
областей необязательно мог быть архейский фундамент. Ведь твердое
состояние Земли на уровнях глубин земной коры и верхней мантии
вполне обеспечивает дробление и образование блоковых структур вне
зависимости от характера предшествующего геологического развития.
Представляется, что с большой регенерацией или также с раздробле-
нием осадочной оболочки, происходившим в межплатформенных обла-
стях еще раньше, связано зарождение и развитие классического пост-
архейского геосинклинального процесса, который может быть в общем
своем итоге как-то изменял строение коры, но не создавал ни конти-
нентальной коры, ни «гранитного» слоя. Этот геосинклинальный про-
цесс заключался в заложении геосинклиналей и геосинклинальных
систем, их развитии, замыкании и превращении в складчатые
сооружения. Процесс имел определенное направление развития и за-
вершился максимальными проявлениями гранитного магматизма и обра-
зованием краевых прогибов на окраинах древних платформ.
Второе значительное событие относится к концу палеозоя — началу
мезозоя и выражается в возникновении обширных областей опусканий,
распространяющихся на различные структурные элементы геосинкли-
нальных областей, превратившихся в складчатые сооружения в про-
терозое и палеозое, а также на участки древних платформ. Эти обшир-
ные области опусканий в целом не являются унаследованными; только
отдельные уступы в них и некоторые участки их контуров повторяют
простирания структурных элементов основания. Такие области опуска-
ний изометричных, линейных и амебообразных очертаний известны
в пределах всех континентов (Западно-Сибирская геосинеклиза, Туран-
ская плита, Прикаспийская впадина, Северо-Германская впадина,
Голф и т. д.). Положение этих областей опускания относительно древ-
них структурных элементов свидетельствует о том, что они возникли
в результате самостоятельного глубинного процесса, ход которого
не обусловлен и не ограничен существовавшей до этого структурой
осадочной оболочки. Образование областей опускания связано с изме-
нением структуры коры, в частности с уменьшением ее мощности.
По расположению относительно древних структурных элементов,
характеру изменений структуры коры и, наконец, по возрасту пери-
ферических частей эти области опусканий весьма сходны с впадинами
Атлантического и Индийского океанов, размеры которых, однако зна-
чительно больше. Необязательно, конечно, считать, что акватории
этих океанов целиком могут представлять собой области молодых
опусканий; вполне возможно, что они включают небольшие сравни-
тельно с Тихим праокеаны, как это считал Г. Штилле. Тем не менее
процесс крупных опусканий, сопровождавший изменение структуры
коры, представляется общепланетарным и совершенно самостоятель-
ным. С опусканиями сопряжено поднятие крупнейших континенталь-
ных сводов, осложняющихся внутриконтинентальными впадинами
и другими структурными формами континентального ряда.
Все о геологии
http://geo.web.ru/
ГЛАВА IX
ВОПРОСЫ ДИНАМИЧЕСКОЙ ТЕКТОНИКИ
В предыдущих главах рассматривались состав и стационарная
(статическая) структура осадочной оболочки. Использование принципа
последовательности напластования, а также в известной мере метода
актуализма позволяет на основании изучения структуры восстанавли-
вать последовательность событий и реконструировать ход формирова-
ния осадочной оболочки. Роль таких историко-генетических рекон-
струкций в изучении геологического строения и поисках полезных
ископаемых была пояснена в главах VII и VIII при рассмотрении
вопросов развития геосинклинальных областей и развития структуры
осадочной оболочки.
Помимо исследования стационарной (статической) структуры,
а также основанных на ее изучении историко-геологических рекон-
струкций, выясняющих последовательность формирования геологи-
ческих тел и структур, в тектонике намечается, по крайней мере, еще
одно третье важное направление, заключающееся в исследовании текто-
нических движений и процессов. Это направление, которое может быть
названо динамической тектоникой, включает непо-
средственные наблюдения над геологическими (тектоническими) дви-
жениями и процессами, происходящими на наших глазах или
на протяжении жизни культурных поколений человечества. Такие
наблюдения позволяют судить о геологических процессах как о физи-
ческих, для которых могут быть непосредственно измерены скорости
движения и изменения вещества.
Непосредственное изучение тектонических движений и процессов
важно, по крайней мере, в двух отношениях. Во-первых, изучение
этих явлений необходимо в практической деятельности человека при
проектировании и осуществлении разного рода инженерных сооруже-
ний, жилых домов и городов в районах различной сейсмичности, пло-
тин, дорог ит. д.; оно необходимо для сохранения поверхности Земли
в состоянии, удобном для обитания (противооползневые и противо-
силевые сооружения), и, наконец, для предупреждения людей о стихий-
ных бедствиях (служба цунами, предсказание землетрясений и извер-
жений вулканов). Во-вторых, изучение этих явлений важно для обес-
._________________________________________________________475
Все о геологии
http://geo.web.ru/
печения возможности применения метода актуализма при реконструк-
ции тектонических движений и процессов прошлого. Заметим, что
для применения метода актуализма в указанных целях для нас одина-
ково важно использование данных непосредственных наблюдений
над ходом как естественных, так и искусственных процессов.
Укажем пример из области литологии: для реконструкций направления
течения и процессов распределения терригенного материала при седи-
ментации оказываются весьма полезными как наблюдения в современ-
ных водоемах, так и опыты с гидравлическими лотками. Можно считать,
что геологические, в частности тектонические, эксперименты, в отличие
от физических ихимических экспериментов, предназначенных в конечном
счете для воспроизведения в производственных масштабах результатов,
полученных в лабораториях, служат не для непосредственного вос-
произведения природных процессов геологического прошлого, а соз-
дают наряду с наблюдениями над природными современными тектони-
ческими процессами основу применения сравнительного метода (метода
актуализма) к реконструкциям процессов прошлого. Имея это в виду,
экспериментальную тектонику можно считать родственной прежде
всего динамической тектонике.
Динамическая тектоника, помимо непосредственного изучения
тектонических процессов в естественных и искусственных условиях,
включает также в качестве своей второй части разработку представле-
ний о тектонических процессах, длительность которых значительно
превышает время существования цивилизаций, а также о завершенных
тектонических движениях геологического прошлого.
Думается, что реконструкции процессов прошлого, основанные
на изучении современных процессов и использовании метода акту-
ализма, так же как историко-геологические реконструкции (рекон-
струкции последовательности событий), основанные на изучении геоло-
гической структуры и использовании принципа последовательности
напластования, существенно важны в конечном итоге для уточнения
наших пространственных представлений о структуре осадочной обо-
лочки и размещении в ней полезных ископаемых.
НЕПОСРЕДСТВЕННО НАБЛЮДАЕМЫЕ (СОВРЕМЕННЫЕ)
ДВИЖЕНИЯ ЗЕМНОЙ ПОВЕРХНОСТИ
ОБЩИЕ СООБРАЖЕНИЯ О СОВРЕМЕННЫХ ДВИЖЕНИЯХ
Изменения положения земной поверхности могут иметь двоякую
природу. Во-первых, эти изменения могут наступать в результате
размывов и осадконакопления, ведущих соответственно к понижениям
и повышениям положения земной поверхности. В таком случае эти
изменения связываются с разрушением или наращиванием осадочной
оболочки, земная же поверхность в каждый момент своего перемещения
будет изменять свой вещественный состав, т. е. будет представлена
различными системами вещественных частиц. Во-вторых, изменения
положения земной поверхности могут происходить при ее фиксирован-
ном вещественном составе, причем в процессе ее перемещения не будет
476
происходить ни разрушения, ни наращивания осадочной оболочки.
Именно движения этой второй природы рассматриваются в тектонике
и могут называться движениями земной поверхности, или тектониче-
скими движениями земной поверхности. Оба случая здесь идеализиро-
ваны и искусственно обособлены, что оказалось необходимым для вы-
деления тектонических движений. В действительности движения обоих
типов обычно накладывают друг на друга. Иными словами, тектони-
ческие движения сопровождаются осадконакоплением и размывом.
Наблюдая и измеряя движения земной поверхности, мы всегда
должны иметь в виду, что эти движения отражают перемещения масс
некоторого слоя, который может быть весьма маломощным, как, на-
пример, в случае гипсовой тектоники (движения гидратации), но может
распространяться на земную кору в целом или даже отчасти на мантию
Земли. Перемещения масс, включающие движения земной поверхности,
мы будем называть тектоническими движениями. Все методы непо-
средственного измерения и реконструкций тектонических движений
заключаются в измерениях и реконструкциях движений земной поверх-
ности. Если и существуют глубинные перемещения масс, которые не
сопровождаются движениями земной поверхности, то их мы не можем
ни измерять, ни реконструировать, а следовательно, и сравнивать
с тектоническими движениями или классифицировать наряду с ними.
Поэтому причисление гипотетических скрытых движений к тектони-
ческим препятствовало бы полноте изучения последних.
Заметим, что в отличие от предыдущих глав, где речь шла об оса-
дочной оболочке, поскольку рассматривался вопрос об ее структуре,
здесь, говоря о тектонических движениях, мы снова обращаемся к поня-
тию земной коры. Когда мы говорим о тектонических движениях земной
поверхности, связанных с перемещениями лишь в некотором слое
Земли, то для нас в принципе безразлично, подразумевается ли под
этим слоем осадочная оболочка или земная кора, так как дневная
поверхность служит верхней границей как для той, так и для другой.
Однако обращение именно к земной коре здесь представляет несомнен-
ные удобства. Действительно, если состояние нижних частей осадочной
оболочки и положение ее нижней границы нам не известно, то положе-
ние подошвы земной коры считается определенным, а физические (сей-
смологические) характеристики нижних ее частей и подстилающей ее
мантии известными. Благодаря этому, говоря о тектонических движе-
ниях, мы можем себе представить движения земной коры в целом и свя-
зать их с глубинными процессами, которые можно по геофизическим
и другим данным предполагать в области перехода коры к мантии.
Представления же о движениях осадочной оболочки в целом отлича-
лись бы крайней неопределенностью.
Сравнивая движения земной поверхности с перемещениями масс
некоторого слоя Земли, мы вправе считать, что эти движения связаны
с какими-либо процессами, происходящими на некоторой глубине.
Отсюда следует, что кроме намеченных во вводных замечаниях к насто-
ящей главе двух аспектов изучения тектонических движений, следует
указать на третий аспект, а именно их изучение в связи с познанием
глубинных тектонических процессов. Исследование тектонических дви-
жений в этом отношении должно быть тесно связано с геофизическими
477
.данными. Для суждения о глубинных процессах необходимо совместное
истолкование тех и других данных.
Непосредственным измерениям доступны лишь современные дви-
жения; вернее, те движения, которые доступны непосредственным
измерениям и называются часто современными движениями. Заметим,
что, говоря о непосредственных измерениях, мы имеем в виду не личные
возможности одного исследователя, а возможности ряда последова-
тельных поколений, т. е. исторический этап. Здесь не следует сму-
щаться тем обстоятельством, что отмеченный архитектурными и лите-
ратурными памятниками исторический этап в разных районах Земли
имел различную продолжительность и, таким образом, нижняя воз-
растная граница времени проявления современных движений не яв-
ляется синхронной для всей поверхности Земли.
Самым важным свойством современных движений нам предста-
вляется не их хронологическая приуроченность, а их доступность не-
посредственным измерениям. Все остальные (не современные в при-
веденном смысле) тектонические движения лишь реконструируются
нами по тем или иным косвенным признакам. Узнать же, какова в самом
деле их кинематическая характеристика, мы можем только па примере
современных движений. В качестве методов изучения современных
движений применяются повторные нивелировки и триангуляции,
наклономерные наблюдения, повторные гравиметрические, уровне-
мерные наблюдения, гидрологические, сейсмометрические, астрономи-
ческие методы и изучение исторических (литературных, археологиче-
ских и др.) данных (Герасимов, 1950; Мещеряков, 1961).
Рекомендуемый иногда метод фаций и мощностей (Николаев, 1962;
Рихтер, 1965) не является методом непосредственного наблюдения
движений, а может служить лишь для реконструкции движений, син-
хронных с непосредственно наблюдаемыми. Естественно, что информа-
ция об этих синхронных движениях, полученная таким путем, не будет
качественно отличаться от информации о реконструируемых движениях
геологического прошлого.
Среди современных тектонических движений Н. И. Николаев
(1962) различает собственно тектонические движения, называемые
эпейрогеническими, волновыми, колебательными и т. д. Эти движения
проявляются длительно, они связаны с различными геофизическими
и геохимическими процессами, происходящими в глубинных недрах
Земли; генезис их неясен. Предполагаемое расчленение этих движений
(по происхождению) на планетарные и подкоровые, как считает
Н. И. Николаев, связано с большими трудностями. Собственно текто-
нические, или вековые (будем называть их так), или эпейрогенические
движения представляют собой общий фон. На этом фоне обособляются
движения, имеющие разного рода локальные причины (например,
местные поднятия над растущими соляными массивами), а также «упру-
гие» движения, вызывающие лишь обратимые (упругие) деформации
земной поверхности.
«Упругие» движения в целом не причисляются к собственно текто-
ническим движениям хотя бы потому, что они не запечатлеваются
в тектонической структуре (например, упругие колебания, при земле-
трясениях, приливы в твердой Земле и т. д.). Однако «квазиупругие»
.478
движения, выраженные, например, в послеледниковых поднятиях,
достаточно длительны и могут рассматриваться как тектонические или
очень близкие к ним. Эти движения соразмерны во времени с процес-
сами денудации и осадконакопления и могут быть синхронными с ними;
если мы представим себе подобного рода движения в геологическом
прошлом, то можем рассчитывать, что они могли оставить следы в гео-
логической структуре и, следовательно (при благоприятных обсто-
ятельствах), могут быть в какой-то мере реконструированы. К подоб-
ного же рода «квазиупругим» движениям, возможно, относится эндо-
литогенный компонент, о котором сообщает Н. И. Николаев (1962).
Это явление заключается в прогибании поверхности Земли под тяжестью
городских и портовых сооружений, установленном в Риге, Бремене,
Токио, Венеции и других городах и достигающем нескольких санти-
метров и десятков сантиметров в год (в Токио 40—56 см на 2—4 года);
прогибания связаны со сжатием поверхности грунтов в слое 20—30 м.
ВЕКОВЫЕ ДВИЖЕНИЯ И ОСЛОЖНЯЮЩИЕ ИХ ЛОКАЛЬНЫЕ
АНОМАЛИИ
Вернемся к вековым собственно тектоническим современным дви-
жениям. С кинематической стороны они могут быть охарактеризованы
траекториями и скоростями. Что касается траекторий, то они пред-
ставляются сложными, хотя и совершенно недостаточно изучены. При-
водимые в литературе многочисленные данные о скоростях современных
движений относятся в основном к их вертикальной компоненте, уста-
навливаемой нивелировками и уровнемерными наблюдениями. Эти
методы не позволяют выяснять горизонтальную компоненту. Однако
в тех немногих районах, где проводились повторные триангуляции,
устанавливается, что горизонтальная компонента иногда значительно
превышает вертикальную.
Укажем на проводимые Н. И. Николаевым (1949) данные о гори-
зонтальных смещениях триангуляционных пунктов в Баварии со ско-
ростью до 18 мм!год. Карта смещений триангуляционных пунктов
показывает, что смещения эти были не случайны, а отражали «пере-
кашивания» крупных (порядка 100 км и более в поперечнике) участков
территории Южной Баварии. Замеренные скорости горизонтальных
движений (перемещение по сдвигам) в Калифорнии составляют 5—
40 см/год, максимальная скорость 7 м за 16 лет.
Траектории вековых движений (траектории частиц, слагающих
поверхность Земли) можно представить себе как сумму вертикальной
и горизонтальной компоненты в виде вектора. В действительности
эти траектории, по-видимому, не прямолинейны и могут обладать очень
сложной формой. Точные данные о них отсутствуют, однако, по-види-
мому, некоторые такие траектории сходны с известной моделью Мон-
тессю де Баллора, изображающей путь, пройденный точкой земной
поверхности во время землетрясения в Токио 15 января 1887 г. в виде
сложного петельчато-узловатого узора (Ог, 1914, фиг. 134; Грюше,
1948, фиг. 131; Девдариани, 1964, рис. 7 и др.). Эта модель наглядно
показывает, что даже знание обеих — вертикальной и горизонталь-
ной — компонент движения, что весьма редко бывает, далеко не рас-
крывает кинематики движения во всех ее особенностях и не позволяет
47»
поэтому ощутить все многообразие различных процессов, влияющих
на движение частицы земной поверхности. Так что даже при наличии
повторных нивелировок и триангуляций, т. е. когда тектонические
движения измерены непосредственно и наиболее оптимально, сведения
о них, которые мы получаем, остаются крайне схематичными.
Когда речь идет о скоростях современных тектонических движе-
ний, то имеются в виду вертикальные компоненты этих скоростей,
осредненные для интервала времени измерений. Представление о вели-
чинах и площадном распространении таких скоростей дают табл. 10
и рис. 86 и 87. Для характеристики распределения скоростей движе-
ний по площади введено понятие градиента скоростей (Гзовский, 1967,
и др.), т. е. быстрота изменения по латерали вертикальной компоненты
„ „ „ см!сен
тектонических движении. Градиенты скоростей выражаются в —---
или в «обратных секундах» (сек-1) или же «обратных годах» (год"1).
Величина градиента характеризует подвижность и расчлененность
тектонических районов. М. В. Гзовский (1967) выделяет четыре типа
областей «по качественным особенностям движений»:
I тип — равнины и плоскогорья платформ. Градиент редко доходит
до 3-10"10 год"1;
II тип — горы средней высоты (Урал, Бырранга) в пределах плат-
форм и областей со слабой активизацией движений (не более
1-10"9 год"1);
III тип — горы значительной высоты в областях активизации
(Алтай, Карпаты, до 3- 10“ 9);
IV тип — высокие горы с разделяющими их впадинами в обла-
стях геосинклиналей, активизации, океанизации (Камчатка, до
1-10“8 и более).
Таблица 10
Скорости современных движений земной коры по инструментальным данным
[по Н. И. Николаеву, 1962 (с дополнениями), мм/год]
Вильнюс +3,8 Витебск —1,4
Барановичи +5,8 Москва —3.7
Сарны +9,5 Ленинград —3.6
Курск +3,6 Одесса —5,1
Харьков +3,9 Таллин -1.9
Кривой Рог +10,8 Рига —2.8
Донбасс +3,7 Лиепая —1.3
Выборг +1,3 Кронштадт -0.5
Суэнтес (Венгрия) +3,3 Северная Франция —33,0
Кососима (Япония) +4,0 Баденское озеро —4,5
Копенгаген +0,1 Фрейбург -0,6
Сан-Франциско +0,6 Хачмас (Азербайджан) -45.0
Фуругерунд (Швеция) +10,4 Гасан-Кули (Туркмения) —0,8
Топилла (Финляндия) +7,4 Нефтечала (Азербайджан) —14.6
Хельсинки +1,0 Челекен (1940—1957) —14,8
Челекен (1923—1940) +3.2 Дельта По (максим.) * —250—300
Шотландское сводовое под- +4,0 Долина Сан-Джоакнн —540
нятие (макспм.) *
Баладжары (Азербайджан) +13,0
» К>. А. Мещеряковым и М. И. Синягиной (1961, стр. 22), высказывается мнение, что
на некоторые из этих величин существенно влияла неустойчивость реперов.
480
Разделение, областей но градиентам тектонических движе-
ний проводилось и более детально; наибольшая интенсивность
движений (более 8 • 10“®) установлена для Камчатки, Курильских
островов, Сахалина, Тянь-Шаня, Копет-Дага и Кавказа, наименьшая
интенсивность (до 0,04-10~9) для Западно-Сибирской низменности.
Рис. 86. Карта скоростей современных тектонических движений. По
А. В. Живаго и др. (1956)
1 — линии повторного нивелирования; 2 — изолинии современных движений. Опу-
скания и мм/гад: 3 — от 2,0 и менее; 4 — от 2,0 до 0,0
31 Заказ 206.
481
Рис. 87. Современные тектонические движения Финляндии. По Е. Кяри-
яйнену из книги 10. А. Мещерякова и М. И. Спнягиной (1961)
1 — линии повторного нивелирования; 2 — изолинии скоростей современных движений
в мм/год
Весьма интересны проведенные М. В. Гзовскнм подсчеты текто-
нической энергии для этих четырех типов областей (табл. 11).
М. В. Гзовский приходит к выводу, что тепловой поток из коры «сво-
бодно обеспечивается энергией тектонических деформаций» (1967,
стр. 36). Поскольку принимается, что этот поток может быть обеспечен
за счет радиоактивного распада, приходится считать, что запас тепловой
энергии в ее источнике превышает (по крайней мере в областях II,
III и IV типа) ее выделение в виде теплового потока. «Следовательно,
в этих областях на глубине происходят какие-то процессы, поглоща-
ющие энергию в количествах, соизмеримых с тепловым потоком, а может
быть даже превышающие его в 10—100 раз. Это — магмообразовапие
и региональный метаморфизм, а также предполагаемые фазовые пере-
ходы минералов в глубоких частях коры и в мантии» (Гзовский, 1967,
стр. 36).
Повторные нивелировки, проводившиеся в большом количестве
мест в Советском Союзе и зарубежных странах, показывают, что любая
точка земной поверхности находится в движении, испытывая поднятия
или опускания; это дает возможность говорить о повсеместности рас-
пространения и непрерывности проявления тектонических движений.
Измеряемые повторным нивелированием скорости современных
движений не могут быть полностью отнесены за счет тектонических
движений. Как указывал Ю. А. Мещеряков и М. И. Синягина (1951),
на результаты повторного нивелирования наряду с тектоническими
движениями земной поверхности оказывают влияние ошибки измерений
обеих нивелировок и местные смещения марок и реперов нивелирования
нетектонического происхождения. Очевидно, невозможен точный под-
счет влияния ошибок измерения на получаемую от сравнения обеих
нивелировок разность отметок. Кроме того, был очень труден учет
нетектонического смещения нивелировочных реперов (например, от
проседания или вспучивания грунтов в зависимости от инженерно-
геологических условий). Поэтому Ю. А. Мещеряков и М. И. Синягина
рекомендовали корректировать данные нивелировок в соответствии
с геолого-морфологическими особенностями местностей. Они указы-
вали, что если геологические данные для ряда этапов предшествующего
Таблица 11
Тип области Среднегодовое потребление энергии (дж) Мощность, потребляемая тектоническими процессами (кет) * Наблюдаемый поток тепла через площадь 1000 км2 на поверхность коры (КЙ7П) Количество текто- генного тепла по отношению к тепловому потоку
I 1013—1о44 IO3 3-104 0,1
II 1015 104—105 5- 104 1
III 1016 105—106 5 • 104 10
IV 101' - 1016 10г—108 8 • 104—4 • 105 100
* Возможна ошибка определения в 30 раз.
31*
483
геологического развития говорят о преемственности (унаследованности)
тектонических движений и если обобщенная кривая современных
движений (кривая повторной нивелировки) имеет тот же характер,
можно считать, что данные нивелирования отражают тектонические
движения. При таком подходе в измерения современных движений
вносились элементы их реконструирования на основе геологических
данных. При этом современные движения нельзя .было рассматривать,
как полностью непосредственно измеряемые и поэтому они частично
утрачивали свое самое важное качество, а именно: способность быть
в полной мере эталоном для реконструкции тектонических движений
геологического прошлого при использовании сравнительного метода
(метода актуализма). Однако при известной неполноценности непо-
средственных измерений такой подход для соответствующего ему со-
стояния изученности современных движений и точности их измерения
надо считать вполне оправданным. С подобной ситуацией мы уже встре-
чались, когда рассматривали вопрос о значении историко-геологических
реконструкций для познания современной геологической структуры
(см. гл. VII). Как в том, так и в рассматриваемом сейчас случае, по-
видимому, имеет в известной мере место, как это говорил С. Н. Бубнов
(1960, стр. 24), «замена опыта в геологии историей».
Составленная Ю. А. Мещеряковым и М. И. Синягиной с учетом
возможных ошибок схема современных движений земной коры по дан-
ным повторного нивелирования для полосы Москва — Северный Кав-
каз иллюстрирует повсеместность движений. Современные движения
обнаруживают связь с коренной тектонической структурой. Так, рай-
оны, расположенные севернее Ростова (платформа), испытывают под-
нятие, а районы к югу от Ростова (Предкавказье) — опускания. Область
наибольшего прогибания в пределах Центрального и Восточного Пред-
кавказья совпадает с краевым прогибом. На Кубани она несколько
смещена относительно прогиба к северу в район станиц Тимашевской
и Тихорецкой. Средние скорости современных движений в Предкав-
казье характеризуются следующими цифрами (в мм/год) относительно
Ростова: Кубань от —3 до —5, район Ейска от —1 до —2, Терская
впадина от —5 до —7. Для северных районов получены цифры: Донбасс
и Азовский массив (Украинский щит) от +6 до +10, Воронежское
поднятие от +11,5 до +21,2, Орел +17,2, Тула +16,5, Серпухов +15,1,
Москва +3,9.
Однако при наличии двух падежных последовательных повторных
нивелировок корректировка может осуществляться сличением их ре-
зультатов и в таком случае обращение к геолого-геоморфологическим
данным становится менее обязательным. Так, Ю. А. Мещеряковым
и М. И. Синягиной (1961) спустя 10 лет после опубликования первой
работы было показано для Европейской части СССР, что скорости
(и направления) вертикальных движений земной коры остаются по-
стоянными в течение «по крайней мере нескольких десятилетий». Авторы
получили теперь возможность утверждать, что «расхождения между
двумя последовательно проведенными нивелировками в случае доста-
точной точности последних (I и II классы) и достаточно большого ин-
тервала времени между измерениями (15—20 лет и более) являются
главным образом следствием современных вертикальных движений
484
земной поверхности» (стр. 14). Такой прогресс оказался возможным
благодаря тому, что определение величин движений теперь произво-
дилось не на основе однократных повторных нивелировок, а только
при помощи сетей линий повторного нивелирования, что позволило
контролировать вычисленные значения скоростей современных дви-
жений по невязке полигонов, а также, используя избыточные наблю-
дения, получать вероятнейшие значения скоростей современных дви-
жений в отдельных пунктах.
Остановимся на некоторых замечаниях по поводу равномерности
современных движений. Ю. А. Мещеряков и М. И. Синягина (1961)
пришли к заключению, что использование линий повторного нивели-
рования с интервалом измерений меньше 10 лет нередко при определе-
нии скорости приводит к неточности, а интервал 15—20 лет обеспечи-
вает необходимую точность. Здесь дело, по-видимому, не в ошибке,
а в том, что при больших интервалах получаются устойчивые осреднен-
иые величины, а при малых интервалах скорость обнаруживает зна-
чительные отклонения от общей тенденции. Это может говорить о слож-
ной «структуре» скоростей, об их частых неравномерных изменениях.
Об этом же говорят сообщаемые Е. Вегманном (1955) данные Вит-
тинга для измерения уровней ряда пунктов побережья Ботнического
залива, Ф. Виттинг показал, что «если совместно обработать наблю-
дения 15 лет, а затем 3-х лет и, наконец, 1 года, то определяемые дви-
жения оказываются все хаотичнее» (стр. 16). Он пришел к выводу,
что область в целом поднимается как «полупластичная мозаика» из
сочлененных друг с другом блоков различного размера.
Эти и подобные им данные свидетельствуют о сложной картине
изменений скоростей вековых движений как во времени, так и в про-
странстве. Скорости этих движений, которые мы фиксируем для за-
меряемых интервалов, являются осредненными величинами и не отра-
жают сложной картины распределения величин и направлений физи-
ческих скоростей для исследуемого элемента земной поверхности.
В качестве иллюстрации использования наблюдений над древними
сооружениями и стоянками для измерения размаха тектонических
движений приведем данные Д. М. Лиса (1957) по Месопотамской рав-
нине. Здесь в районе Ахвиза располагается антиклиналь Шаур, фор-
мирование которой происходило в течение четвертичного периода.
В первом или втором столетии нашей эры антиклиналь была пересечена
двумя ирригационными каналами. Установлено, что ложе канала
за 1700 лет поднялось на 18 м в пределах участка протяженностью
4 км. Средняя кажущаяся скорость роста антиклинали, таким образом,
составляет 10 мм!год. В этом же районе (вне антиклинали) на глубине
2 м ниже поверхности аллювиальной террасы обнажается участок
древнего поселения с кремневыми и медными орудиями, датируемыми
3000 лет до н. э. Вычислено, что размах региональных тектонических
движений здесь составляет 3 мм/год. Приведенный пример интересен
для оценки относительной активности складкообразования и вековых
движений.
Вековые тектонические движения сводятся не только к образова-
нию плавпых изгибов земной поверхности, как это изображено на
рис. 86 и 87. Формой их проявления следует считать также медленные
485
движения по разломам, происходящие с соразмерными скоростями.
Например, горизонтальные перемещения по известному сбросу Сан-
Андреас составляют 10 мм в год; горизонтальные перемещения по
«альпийскому сдвигу» Новой Зеландии составляют 1500 м со времени
последнего межледниковья (Веллман, 1957), что отвечает скорости
перемещения 25 мм!год. Совместное проявление плавных и разрывных
перемещений в пределах отдельных складок и куполов хорошо уста-
навливается путем историко-геологической реконструкции, например
для поднятий Юго-Западной Туркмении, Эмбы и Апшерон-
ского полуострова.
Укажем, далее, на нарушения общего фона вековых движений
различными местными аномалиями, которые вызваны локальными
движениями, связанными с разнообразными неглубокими очагами
или процессами. К такого рода аномалиям относятся, в частности,
современные поднятия поверхности Земли над растущими соляными
массивами и опускания над смежными с ними компенсационными муль-
дами (повторная нивелировка проводилась на Баскунчаке), а также
над ядрами некоторых антиклинальных складок.
К локальным движениям относятся движения земной поверхности
над горными выработками (техногенные движения). Они затрагивают
слой небольшой мощности, соответствующий глубине заложения вы-
работок и могут, конечно, не рассматриваться как тектонические дви-
жения. Однако данные детального их изучения могут использоваться
для сравнительного анализа крупных тектонических прогибаний гео-
логического прошлого. Интересны, в частности, явления горизонталь-
ного смещения прогибаний над выработками в зависимости от
продвигания забоев (рис. 88, 89).
Интенсивные локальные прогибания старых нефтеносных районов
Апшеронского полуострова за период 1912—1928 гг. (Сураханы —
31,5 мм/год, Романы — 16,7 мм!год и Сабунчи — 11,5 мм! год', Рихтер,
1963) естественно связывать с выносом песка из нефтяных пластов
в условиях их открытой эксплуатации. В Лонг-биче (Калифорния),
как сообщает В. Г. Рихтер, скорости опускания земной поверхности
над разрабатываемыми нефтяными залежами достигали 50 мм в месяц.
Опускания в районе Делано (Калифорния) связываются с усиленной
откачкой грунтовых вод и т. д.
Унаследованность современных движений, устанавливаемая для
Русской платформы (Мещеряков и Синягина, 1951 и 1961), прибреж-
ных районов Каспия (Рихтер, 1965), Финляндии, Нидерландов и других
районов, позволяет считать, что измеряемые свойства современных
Рис. 88. Семейство эпюр вер
тикальной составляющей дви-
жений земной поверхности
под влиянием горных вырабо-
ток. По С. Г. Авершину из
А. С. Девдариани (1964)
486
движений были присущи также тектоническим движениям геологи-
ческого прошлого, и, следовательно, данные изучения первых можно
использовать при реконструировании вторых. Само собой разумеется,
что при реконструкции тектонических движений геологического прош-
лого, как и при любых историко-геологических реконструкциях, метод
актуализма следует использовать не для приравнивания явлений прош-
лого к явлениям настоящего, что было бы слишком просто, а для рас-
крытия особенностей эволюции процессов.
Ниже мы будем говорить о периодичности землетрясений, связан-
ной с периодическими процессами в космосе, например с фазами Луны
и нутациями. Близкие данные, правда, очень немногочисленные, суще-
ствуют и относительно вековых колебаний. Так, В. В. Ламакин (1960)
сообщает, что на Байкале современные колебания берегов и островов
обладают периодом длительностью 9—10 лет, отвечающим периодам
солнечной активности с обратным знаком. Колебания зти распростра-
няются в виде волн, идущих параллельно друг другу от юго-восточного
к северо-западному берегу Байкала. Эти волны колебаний земной
поверхности пересекают Байкал в его широкой части за 7—8 лет; ампли-
туда волн на юго-востоке в среднем 10 см, на северо-западе — 6 см.
В соответствии с этим за 100 лет более чем 5-балльных землетрясений
на юго-востоке было 10 (до 9 баллов), на северо-западе 2 (6 баллов).
СЕЙСМОГЕННЫЕ ДВИЖЕНИЯ
Среди современных тектонических движений особое место занимают
сейсмогенные движения. Они могут быть по своему распространению
локальными, но могут охватывать огромные территории, вполне со-
размерные с площадями распространения вековых движений того или
иного знака. Так, на карте Европейской части СССР (см. рис. 86) одна
из крупных площадей распространения опусканий (Московская сине-
клиза и смежные районы) заведомо меньше, чем площадь, в пределах
которой колебания поверхности земли ощущались человеком
(5 млп. км2) при Гоби-Алтайском землетрясении. Судя по масштабам,
вековые и сейсмогенные движения (не все) можно считать различными
по форме проявлениями глубинных процессов, возможно, имеющими
единую природу. О связи сейсмогенных движений с вековыми говорит
также часто подмечаемая приуроченность землетрясений к зонам боль-
ших градиентов скоростей вековых движений.
Скорость сейсмогенных движений, как правило, не измеряется:
настолько быстро и неожиданно они происходят. Об их величинах
Рис. 89. Вертикальная проекция траекторий частиц н кривых очер-
таний вещественной линии земной поверхности при сдвижении под
влиянием горных выработок. По С. Г. Авершнну из книги А. С. Де-
вдарнани (1964)
487
судят по результатам, представленным в сейсмогенных дислокациях,
образовавшихся в результате землетрясения.
Для характеристики сейсмогенных движений воспользуемся рабо-
тами В. П. Солоненко (1963), В. П. Солоненко и Ю. Л. Ноцаг (1963)
и Н. А. Флоренсова (1963) по Гоби-Алтайскому землетрясению 1957 г.
Судя по их описаниям, сейсмогенные движения проявились как упру-
гими деформациями, так и дислокациями. «Упругая» форма движения
выразилась в возникновении волн, которые шли как «при ритмичном
встряхивании матраса»; эти земляные волны «катали овец, как шарики».
Величина волн и скорость их перемещения замерены не были. Земле-
трясение вызвало образование системы разнообразных дислокаций,
причем в течение не более трех минут «в плейстосейстовой области
образовались почти все типы разрывных нарушений, известных в струк-
турной геологии» (стр. 263).
Основные перемещения произошли по крупному широтному раз-
лому на протяжении 240—250 км, причем размер сдвиговых перемеще-
ний достигал 8,85 м, а вертикальных — 4 м. В плейстосейстовой
области были выделены сбросы (с перемещениями до 10,7 .%), ступенча-
тые сбросы, сбросо-сдвиги, взбросы, взбросо-сдвиги (с горизонтальным
смещением до 8,85 м), надвиги, поддвиги, сдвиги, трещины, изгибы-
валы (например, высотой 4—5 м, длиной 15—20 м), сейсмокупола
(высота 5-—6 м) с компенсационными примыкающими к ним опуска-
ниями, грабены, горсты, чешуйчатые надвиги и т. д. Судя по данным
Н. И. Николаева (1962) и В. Г. Рихтера (1965) для круп-
нейших землетрясений Америки, Азии и Новой Зеландии, вели-
чины горизонтальных и вертикальных смещений Гоби-Алтайского
землетрясения близки к максимальным. По данным Т. Кобаяси,
размах горизонтальных и вертикальных перемещений при земле-
трясениях редко превышает 8 м. Скорость сейсмогенных движений
Гоби-Алтайского землетрясения (метры в секунду) превышает ско-
рость вековых тектонических движений (миллиметры в год) па
10 порядков.
Для дополнения характеристики сейсмогенных дислокаций можно
упомянуть о ряде других землетрясений. Так, по В. П. Солоненко,
при землетрясении 26 июня 1905 г. наблюдались сбросовые смещения
в тоннелях у оз. Байкал с разрушением креплений. 13 января 1862 г.
произошло опускание, в результате которого исчезла под водами Бай-
кала Кударинская степь площадью 197 км2 и па ее месте образовался
залив «Провал» глубиной до 2,9 м. «В настоящее время, — пишет
В. П. Солоненко (1950, стр. 109), — несмотря на интенсивное накопле-
ние осадков, глубина значительной части залива превосходит 4 м.
Очевидно, при последующих землетрясениях происходило дальнейшее
опускание дна залива». Сейсмогенные движения в районе Байкала
происходят на фоне вековых тектонических движений. Так, в южной
части оз. Байкал инструментальными наблюдениями 1906—1907, 1928
и 1937 гг. установлено относительное вертикальное перемещение точек
до 2 м в столетие, причем во времени это перемещение было неравно-
мерным (значительное уменьшение скорости отмечалось в период 1928—
1937 гг.). Ряд фактов быстрых тектонических перемещений приводит
Б. Л. Личков (1944).
488
При землетрясении в Сан-Франциско в 1906 г. образовался сбросо-
сдвиг, параллельный берегу Тихого океана на протяжении 350 км
с перемещением 7 м по горизонтали и 1,3 ж по вертикали. Сбросо-
сдвиг совпал с уже существовавшей сбросовой линией. При земле-
трясении в 1872 г. в Скалистых горах образовались ступенчатые сбросы;
длина главного из них достигла 80 км, вертикальная амплитуда 5—
6 м. В 1897 г. в Ассаме образовались три больших сброса. Длина самого
большого была 22 км при вертикальном смещении 12 ж.
Приведенные примеры показывают, что быстрые тектонические
сбросовые перемещения при землетрясениях могут охватывать площади
большой протяженности (до 350 км в длину) и обладать как вертикаль-
ной, так и горизонтальной составляющими. Об одновременном про-
явлении быстрых современных тектонических движений на огромных
пространствах говорят приводимые П. Н. Кропоткиным (1950) данные
о распространении резких тектонических импульсов. «В 1943 г. возник-
новение нового вулкана Парикутин в Юго-Западной Мексике сопро-
вождалось землетрясениями как вблизи вулкана, так и в соседней,
удаленной от него на 350—500 км зоне геосинклинального прогиба. . .»
(стр. 23). При этом иногда наблюдалась своеобразная перекличка
сейсмических толчков; после удара вблизи вулкана тотчас с небольшим
интервалом последовало землетрясение в зоне геосинклинального
прогиба. 18 апреля 1932 г. в чилийско-аргентинских Андах «почти?
одновременно пришли в действие 25 крупных вулканов, образующих
ряд длиной в 800 кж» (стр. 23).
Распределение горизонтальных сейсмогенных смещений может
представлять собой весьма сложную картину. Так, например, Н. И. Ни-
колаев (1962) приводит данные по землетрясению Мино-Овари 1891 г.,,
сопровождавшемуся горизонтальными смещениями различных блоков
в разных направлениях (рис. 90).
Некоторые землетрясения сопровождаются огромными оползнями?
молодых отложений на подводных склонах океана. Размеры таких
оползней достигают сотен тысяч квадратных километров, перемещения
по ним — сотен километров (Рихтер, 1963); подобные же, но меньших
размеров подводные оползни водонасыщенных осадков наблюдаются
в озерах. Особые тектонические явления сопутствуют землетрясениям
при наличии водонасыщенных прослоев (например, плывунов). Такие
породы текут через трещины в покрывакицих слоях, что приводит
к образованию небольших грязевых вулканов и, возможно, класти-
ческих даек (Вегманн, 1957; Мирошниченко, 1951 — грязевой вулкан
при Ашхабадском землетрясении; Максимович, 1953 — сейсмовулкано-
иды; Верзилин, 1961 — гипотеза о сейсмогенной природе нептунических
даек Ферганы).
Современные тектонические движения фиксируются в районах
действующих вулканов. Например, после извержения вулкана Сакура-
дзима 1941 г. нивелировкой установлено образование концентрического
проседания глубиной 89,4 см, имеющего характер вулканотектониче-
ской депрессии (рис. 91). По данным Т. Кобаяси (1957), при возникно-
вении в 1944 г. нового вулкана Сёвасиндзан на о-ве Хоккайдо
наблюдалось перед извержением сводовое поднятие высо-
той 50 м.
483»
Рис. 90. Направления и величины горизонтальных смещений при зем-
летрясении в Мино-Овари. По Н. И. Николаеву (1962)
Рис. 91. Вертикальные смещения поверхности Земли после изверже-
ния вулкана Сакурадзима. По Т. Кобаяси (1957)
К явлениям динамической тектоники принадлежат и сами «живые»
вулканические очаги, изучаемые геофизическими методами. Наблюда-
емые явления экранирования поперечных волн позволили определить
глубину (60 км), протяженность и мощность (25—35 км) и объем (10—
20 тыс. кл3) магматического очага Ключевского вулкана на Камчатке
(Горшков, 1958).
Представляют большой интерес попытки выяснить периодичность
проявлений землетрясений и извержений вулканов, а следовательно,
связанных с ними сейсмогенных и вулканогенных тектонических дви-
жений. В недавно опубликованной работе П. Г. Нестеренко и М. В. Сто-
васа (1963) дана сводка данных по этому вопросу. Еще А. Перре (А. Рег-
геу, 1953 г.), обработав данные по 23 тысячам землетрясений с 1751
по 1872 г., нашел, что частота землетрясений зависит от фаз Луны
и ее расстояния от Земли, а именно повышается к сизигиям и перигеям.
Ту же закономерность подтвердили японский геофизик К. Кнотт
в 1897 г., Л. Коттон (Англия) в 1922 г., Л. Родес (Испания) в 1934 г.,
М. Ален (США) в 1936 г. Используя данные приказбекских земле-
трясений, Г. П. Тамразян (1956) пришел к выводу, что если число
землетрясений в квадратурах принять за 100%, то в сизигиях оно
равно 154%. Подобные же закономерности, подтверждающие связь
землетрясений с космическими условиями Земли, им же намечены для
Крыма, Туркмении, Закавказья и северо-западной части Тихого океана.
П. Г. Нестеренко и М. В. Стовас отмечают, что все катастрофические
землетрясения 1960 г. (Агадир, Чили и др.) отстояли не более чем
на 3 суток от сизигийных положений. Такое распределение земле-
трясений хорошо увязывается с тем фактом, что приливообразующие
силы Луны в сизигиях и перигеях значительно больше, чем в квадра-
турах и апогеях.
Однако распределение частот землетрясений таково, что в сизигиях
их в общем больше, чем в квадратурах, но не намного (например, по
Перре, от 3,3 до 12,8%). Неудивительно поэтому, что эта закономер-
ность, вытекающая из обработки массовых данных, часто не находит
подтверждения для некоторых конкретных районов. Так, согласно
В. В. Ламакину (1966), из 23 крупных землетрясений на Байкале
только 10 приходится на сизигии. Однако этот исследователь для Бай-
кала устанавливает другую не менее важную закономерность, а именно
связь периодичности землетрясений с нутационными периодами
(периоды колебания наклона лунной орбиты) длительностью
18,6 года.
В. В. Ламакин, таким образом, объясняет связь землетрясений
с приливами. Он пишет: «напряжения в земной коре, создаваемые
каждым приливом в отдельности, в сотни раз слабее тех, которые сами
по себе могли бы вызвать землетрясения. Однако там, где земная кора
выведена из тектонического равновесия, приливы, действуя в течение
длительного времени, могут способствовать возникновению в ней
разрывов и смещений, а следовательно, и землетрясений. Приливы
служат дополнительными, или так называемыми спусковыми силами
в происхождении землетрясений» (стр. 412).
Периодичность, наблюдаемая также в вулканической деятель-
ности, по-видимому, тесно связана с периодичностью землетрясений.
491
Такая периодичность была установлена, в частности, для Везувия
и Стромболи.
Важные факты и соображения относительно космических влияний
на тектонические процессы сообщались П. Н. Кропоткиным и Ю. А. Тра-
пезниковым (1963). Ими обосновывается связь между: а) изменениями
продолжительности суток, что рассматривается как результат изме-
нения угловой скорости вращения Земли вокруг своей оси, б) измене-
ниями периода и амплитуды чендлеровских колебаний, в) изменениями
скорости дрейфа магнитного поля Земли (рассматривается как резуль-
тат скольжения оболочки Земли по ядру). Работами Н. Стойко, на
которые ссылаются эти авторы, установлено, что коэффициент кор-
реляции зтих трех явлений, а также корреляции первых двух из них
с суммарной энергией глубоких землетрясений составляют 0,8—0,9.
По другим данным энергия землетрясений коррелируется с вариациями
солнечной активности. П. Н. Кропоткиным и Ю. А. Трапезниковым
высказана любопытнейшая с точки зрения тектониста, хотя и очень
предположительная, идея о том, что общей причиной согласующихся
геофизических и тектонических явлений могут быть изменения гравита-
ционной постоянной, связанные, например, с изменениями гравита-
ционного влияния масс Вселенной при их перераспределении в про-
странстве, изменениями скорости движения солнечной системы
в пределах галактики и т. д. Очень возможно, что причины тектони-
ческих событий геологического прошлого, малопонятные при привыч-
ных представлениях о неизменности гравитационной константы, могли
бы быть истолкованы с позиций этой идеи. В связи с зтим могли бы
быть намечены общие пути геолого-астрономических исследований.
Интерес, который связан с исследованиями явлений периодичности
землетрясений и вулканических извержений, вызывается открыва-
ющейся в связи с этим возможностью исследования космических влия-
ний на тектоническую жизнь Земли, в частности не только на упругие,
но и на остаточные (дающие дислокационные результаты) тектонические
движения. Можно думать о перспективе перехода от выяснения корот-
кой периодичности (фазы лупы, нутации) к длинной периодичности,
распространяющейся на значительные отрезки геологического времени,
и о выяснении связей тектонической энергии Земли не только с лунно-
солнечными, но и с более общими, пока еще возможно плохо изучен-
ными, космическими влияниями.
Отметим, что пока исследования короткой периодичности проходят
на чисто любительском уровне и в масштабах индивидуальных поисков.
Однако зти исследования должны быть признаны очень серьезными
и важными и проводиться на уровне современных достижений матема-
тики (математической статистики) с применением ЭВМ, а также с все-
сторонней оценкой той геологической обстановки, в которой возникают
конкретные землетрясения или происходит вулканическая деятельность.
МОЛОДЫЕ ТЕКТОНИЧЕСКИЕ ДВИЖЕНИЯ,
СОЗДАВШИЕ ОСНОВНЫЕ ЧЕРТЫ СОВРЕМЕННОГО РЕЛЬЕФА
Современные движения в принятом нами смысле не имеют нижнего
хронологического ограничения. Это те движения, которые оказалось
возможным непосредственно изучать и измерять с тем, чтобы исполь-
492
зовать полученные данные, в частности для истолкования различных
структурных признаков в толщах осадочной оболочки для реконструк-
ций движений геологического прошлого. Современные движения,
следовательно, являются в физическом смысле неотъемлемой частью
движений, происходивших на протяжении значительно более длитель-
ного интервала времени, чем эпохи цивилизаций, движений, создавших
основные черты современного рельефа Земли.
Такие движения обычно называют новейшими, или п е о -
тектоническими. Главная их черта — связь с формированием
рельефа. Этим определяется и то, что основными методами изучения
новейших движений являются геоморфологические методы. «Наиболее
падежный, объективный способ выявления новейших движений земной
коры, — пишет Ю. А. Мещеряков (1961), — основан па установлении
деформаций разновозрастных морских и речных террас, поверхностей
выравнивания и других «геоморфологических уровней», имевших
в период своего образования достаточно правильную закономерную
форму» (стр. 145). Неотектонические движения (если не считать их
«современной» части) не могут непосредственно наблюдаться или изме-
ряться. Наблюдаются лишь их результаты; точнее будет сказать,
наблюдаются структурные особенности рельефа, которые истолковы-
ваются как их результаты.
Использование для реконструкции новейших движений таких
явлений, как поднятия и изгибы речных террас и поверхностей вырав-
нивания, различие падений вдоль продольных профилей рек, образо-
вание и перемещение речных извилин, положение местных базисов
эрозии, положение береговых линий и т. д., существенно облегчаются
тем, что многие из этих явлений происходили в историческое время
и могли быть проконтролированы непосредственными наблюдениями.
Думается, что нет особого смысла для движений, создавших основные
черты современного рельефа, вводить возрастные ограничения. Дей-
ствительно, признавая их связь с современным рельефом, мы тем самым
определяем и их длительность и их распространенность. Движения эти
совершенно необязательно должны были начаться одновременно. Вер-
нее всего, они, как таковые, вообще не начинались, а входят в состав
более общих длительных движений геологического прошлого, так же
как современные движения являются лишь неотъемлемой и неотличимой
частью новейших движений. Дело просто в том, что наблюдаемый нами
современный рельеф Земли, благодаря своим структурным особен-
ностям, позволяет нам реконструировать одновременные с его форми-
рованием относительно молодые тектонические движения с большей
достоверностью, чем мы этого можем достичь в отношении движений,
происходивших до формирования современного рельефа.
Что же касается хронологических рубрикаций тектонических
движений, то они могут быть выбраны любые, насколько это позволяет
хроностратиграфическая шкала и цели конкретных исследований.
Могут, например, рассматриваться движения четвертичного периода,
движения четвертичного периода и плиоцена, движения кайнозоя
и т. д. Для наших целей, когда новейшие тектонические движения
рассматриваются как процесс, имеющий определенную физическую
характеристику, ни один из этих выборов не представил бы преиму-
/,<>з
ществ. Наоборот, каждый из них был бы неудобей, так как навязывал бы
искусственные временные ограничения для наших исследований.
Неотектонические движения изучаются (реконструируются) гео-
морфологическими методами, наиболее надежными для них, а также
и другими, в частности геологическими методами, имеющими в данном
случае второстепенное подсобное значение. Соотношения геоморфоло-
гических и геологических методов в изучении новейших движений
можно представить следующим образом. Реконструируя на основе
использования геоморфологических методов процесс формирования
некоторой положительной формы рельефа и восстанавливая ход восходя-
щих тектонических движений, которым обязан этот процесс, мы за-
мечаем, что в смежных районах, где скорость и амплитуда восходящих
движений убывают, или восходящих движений вообще нет, или они
сменяются нисходящими, происходит накопление осадков (подножия
склонов, аллювиальные долины, предгорные впадины, шельф конти-
нента). Оказывается, что при движении от областей восходящих дви-
жений к районам нисходящих движений наблюдаются, как правило,
увеличение мощностей осадков (иногда, наоборот, их уменьшение,
как например, для галечников подножия гор) и характерные изменения
их вещественного (гранулометрического, минералогического) состава
и часто палеонтологической характеристики. Параллельное изучение
геоморфологических особенностей поднимающегося района и состава
толщ осадков, формирующихся в прилегающих областях относитель-
ного опускания, позволяют связывать строение толщи осадков с текто-
ническими движениями и устанавливать некоторые руководящие
закономерности.
Если мы теперь обратимся ко времени, предшествуютцему формиро-
ванию современного рельефа, т. е. ко времени, когда существовал
свой рельеф, ныне уже уничтоженный, то окажется, что для реконструк-
ции тектонических движений этого времени в наших руках останутся
только одни геологические методы. Под геологическими методами мы
будем понимать все методы реконструкции движений, связанные с из-
учением толщ, слоев, отложений, входящих в осадочную оболочку.
Для неотектопических движений эти методы не являются основными,
хотя они и существенны, и поэтому на более подробной характеристике
их мы остановимся позже. Здесь же ограничимся сравнением трех
основных групп методов исследования тектонических движений.
Методы непосредственного измерения тектонических движений,
применимые только к движениям, совершающимся на глазах челове-
чества, позволяют выяснять кинематическую характеристику движений,
устанавливать их траектории и скорость. Современные методы по-
вторных нивелировок и триангуляций дают впрочем лишь осредпенные
значения скоростей для интервала времени между измерениями; тра-
ектория характеризуется лишь величинами вертикальной и горизон-
тальной компонент. Можно мыслить себе в идеале и перспективе созда-
ние точного регистрирующего прибора, монтируемого в репере
и дающего полную кинематическую характеристику движения.
Геоморфологические методы, применимые к движениям, создавшим
современный рельеф, обычно позволяют реконструировать лишь вер-
тикальную компоненту движения, за исключением случаев геоморфо-
494
логически выраженных сдвиговых дислокаций. Скорость движения
определяется в среднем по результату (размерам) перемещения для
некоторого интервала, определенного стратиграфической датировкой.
Такие осредненные значения скоростей могут быть очень далеки от
величин физических скоростей тектонического движения. Для текто-
нических движений эпохи человеческих цивилизаций результаты гео-
морфологических методов могут контролироваться непосредственными
измерениями. Такой контроль определяет степень надежности гео-
морфологических методов для изучения тектонических движений
более ранних эпох формирования современного рельефа.
Горизонтальная компонента неотектонических движений обычно
не учитывается, так как, например, для платформенных областей
не разработаны способы ее выявления и измерения. В горных местно-
стях удается проследить неотектонические сдвиги вдоль разломов
по смещению элементов рельефа и тел однородных молодых отложений.
Для зоны Талассо-Ферганского разлома по смещению русел рек опре-
делена величина сдвига 12—14 км (Ранцман и Пшенин, 1967). С. А. За-
харов описывает в предгорьях Гиссарского хребта три блока, ограни-
ченных вертикальными сбросами, по которым средний блок смещен
в горизонтальном направлении относительно северного на 10—12 км,
а южный на 15—20 км. Неотектонические сдвиги со смещением эле-
ментов рельефа могут прослеживаться путем дешифрирования аэро-
фотографий (Войтович, 1967).
Геологические методы применяются к движениям геологического
прошлого. Скорость движения определяется в среднем для стратигра-
фически датированных интервалов, ограниченных горизонтами (пач-
ками, пластами), о гипсометрических уровнях формирования которых
можно строить предположения на основании их литологического или
палеонтологического состава. В практике распространен грубый способ
определения скоростей по мощностям (предполагается, что скорость
пропорциональна мощности для данного стратиграфического интер-
вала) без учета рабочих гипотез о глубине образования осадка. Расчеты
скоростей по этому способу не рекомендуется использовать в научных
выводах, так как в ряде случаев большие мощности осадков могут
формироваться в районах, не испытывающих опускания, а малые мощ-
ности — в районах интенсивного погружения. Скорости тектонических
движений, определенные геологическими методами, не отражают физи-
ческих скоростей даже при условии точности стратиграфических
датировок.
В стратиграфическом интервале разреза, принятом для исчисления
средней скорости движений по скорости осадконакопления, накопление
осадков могло происходить крайне неравномерно, сопровождаться
размывами, почти незаметными в разрезах толщ (диастемы); накопле-
ние всей толщи осадков могло произойти в течение времени, ничтожно
малого по сравнению с продолжительностью стратиграфического ин-
тервала. Тогда исчисленная средняя скорость движения (осадконако-
пления) будет во много раз меньше действительной скорости. Эти два
обстоятельства (несоответствие скоростей, а часто и знаков осадко-
накопления и тектонических движений, а также неполнота и неравно-
мерность во времени заполнения стратиграфического интервала осад-
._____________________________________ . .... 495
Все о геологии
http://geo.web.ru/
ками) делает задачу определения скорости тектонических движений
по геологическому разрезу крайне неопределенной. Теряет свою опре-
деленность даже способ исчисления скоростей по интервалам между
стратиграфическими горизонтами одинакового батиметрического
уровня осадкообразования. В этом случае заполнение интервала осад-
ками может происходить при тектоническом покое в условиях эвста-
тического изменения уровня вод в бассейне.
В связи со сказанным уместно привести выдержку из статьи Е. Вег-
манна (1957), который пишет: «В новейшей литературе известен ряд
попыток вывести движения коры непосредственно из последователь-
ности осадконакопления. При этом, однако, не учитывается ряд зави-
симостей. Изменения береговой линии обусловлены как движениями
коры, так и колебаниями уровня моря; климатические и гидрографи-
ческие факторы обусловливают денудацию и перенос осадков точно
так же, как и возможное положение рельефа. Тот, кто захочет составить
представление о всех этих изменяющихся факторах (здесь упоминались
только главные), изучая результаты их проявления, вряд ли примкнет
к примитивным взглядам на осадконакопление и движения земной коры,
которые все еще широко распространены и поныне» (стр. 27). Однако
перспективы определения величин перемещения земной поверхности
по мощности отложений не во всех случаях столь неопределенны.
В толщах прибрежных отложений, накопившихся в условиях плоского
рельефа, мощности для определения стратиграфического интервала
будут отражать относительное погружение отдельных районов. Эффект
эвстатических колебаний в таком случае будет одинаков для всей пло-
щади. Так можно думать, что глубина подошвы плейстоцена в Нидер-
ландах (Паннекук, 1957) — рис. 92 — отражает величину тектони-
ческого погружения за четвертичный период. Точность соответствия
между мощностью и величиной перемещения определяется амплиту-
дами рельефа и точностью определения батиметрического уровня обра-
зования отложений по их литологическим и палеонтологическим при-
знакам. Для условий Нидерландов эта точность может быть оценена
приблизительно в 100 м. Подобные же условия определения размеров
перемещений по мощностям плейстоценовых отложений, по-видимому,
существуют в прилежащих к Каспийскому побережью частям При-
куринской, Прикаспийской, Южно-Туркменской низменностей и дру-
гих подобных районах.
Для тектонических движений эпохи формирования современного
рельефа результаты геологических методов могут контролироваться
результатами определений по геоморфологическим методам. С методами
непосредственного измерения геологические методы не соприкасаются
и ими не контролируются. Так, отсутствуют какие-либо данные, говоря-
щие о соответствии скорости современных движений (опусканий) ско-
ростям осадконакопления (породообразования).
Все три перечисленные группы методов, наиболее принятые соот-
ветственно для изучения современных, новейших и древних движений,
применяются в полной совокупности только для изучения новейших
движений. Новейшие движения являются тем «мостом», который нам
позволяет при реконструкции движений геологического прошлого
учитывать опыт человека по наблюдениям этих движений, как физи-
4ВД _______________________________________________________________
ческого явления. Вне этого опыта нельзя было бы на основании наблю-
дений над разрезами и структурами судить о тектонических движениях
геологического прошлого. Отмеченная выше неопределенность задачи
ведет к возможности высказывания различных вариантов «кинемати-
ческой» интерпретации разрезов и структур. Это обстоятельство делает
крайне неопределенным и условным многие высказывания о темпе,
периодичности, распространенности и других свойствах тектонических
движений.
Опыт изучения новейших движений представляет особый методи-
ческий интерес и должен быть возможно полнее использован в рекон-
струкции тектонических движений и режимов геологического прошлого.
Проявления новейших движений (движений, создающих современный
рельеф) аналогичны проявлениям современных движений, что вполне
естественно, поскольку, как уже отмечалось, эти группы движений
Рис. 92. Глубина залегания подошвы плейстоцена в Нидерлан-
дах. По А. Я. Папнекуку (1957)
1—7 — глубина залегания; 8 — разломы, связанные с плейстоценовыми дви-
жениями
32 Заказ 206.----------------------------------------------------——-— -----
497
неотъемлемы, неразличимы и составляют одно целое. Так, геоморфо-
логическими методами впервые на основании анализа береговых линий
и изгибов террас оз. Бонневиль в 1890 г. Г. К. Гилбертом установлены
вековые движения, получившие название эпейрогенеза. По
С. С. Шульцу (1967), понятие эпейрогенеза следует применять не только
к материкам и океанам, но и к щитам, сводам и даже небольшим (локаль-
ным) поднятиям и прогибам. Эпейрогенез следует понимать, как про-
цесс изгиба, не обладающий колебательным характером, а направлен-
ностью и унаследованностью. О такой унаследованности говорят,
в частности, изгибы террас. Как отмечает С. С. Шульц, чем древнее
терраса, тем более она изогнута; изгибы террас согласованы, т. е. не-
известно случаев, когда над выпуклостью одной террасы располагается
прогиб другой террасы. Изгибы террас часто унаследованы от более
древних структурных форм. При переходе к изучению эпейрогени-
ческих движений более далекого геологического прошлого мы вы-
нуждены для их реконструкции использовать лишь геологические
методы. Поэтому реконструкции эпейрогенических движений воз-
можны лишь для областей древней седиментации, да и то со сделанными
ранее многочисленными оговорками.
Современный, новейший и древний эпейрогенез представляет
собой единый процесс. «Если бы современная тектоника представляла
собой особый тип движения, — пишет С. С. Шульц (1957), — а новей-
шая тектоника отражала новую форму развития земной коры, изучение
их не имело бы теоретического значения для понимания более древних
тектонических процессов, так как в этом случае не было бы основания
использовать метод актуализма» (стр, 26).
Скорости новейших движений оцениваются по результату пере-
мещения для фиксированного стратиграфического интервала, например
для четвертичного периода или неоген-антропогенового времени. Как
указывает Н. И. Николаев (1962), получаемые при таких расчетах
значения скоростей имеют обычно преуменьшенные значения, так как
учитывается «результативное действие колебательных и инверсионных
движений». Таким путем для районов слабых и интенсивных движений
получаются значения от 0,07—0,25 до 1—3 мм/год. Различная вели-
чина скоростей современных и новейших движений, по-видимому,
объясняется степенью их осреднения, т. е. зависит от используемой
методики. Б. А. Федорович (1967) предлагает различать следующие
градации новейших и современных движений по их скоростям:
А. Медленные движения: 1) весьма медленные до
0,005 мм/год (поднятия берегов палеогенового моря вокруг Центрально-
Казахстанского мелкосопочника); 2) медленные до 0,01 мм/год (подня-
тия палеогеновых отложений на Устюрте); 3) умеренные до 0,025 мм/год
(поднятия большинства предгорий); 4) ускоренные до 0,05 мм/год',
5) интенсивные до 0,075 мм/год', 6) весьма интенсивные до 0,1 мм/год
(осреднения скорости поднятия высокогорных хребтов — Тянь-Шаня,
Кавказа, Альп); 7) крайне интенсивные до 0,25 мм/год (поднятие Гима-
лаев, Памира, Куэнь-Луня). Б. Быстрые движения: 1) быстрые
движения 0,25—1,00 мм/год (по повторным нивелировкам); 2) весьма
быстрые 1,00—10,0 мм/год (то же); 3) крайне быстрые 10—100 мм/год
(то же); 4) мгновенные сейсмические движения (более 100 мм/год).
498
Предлагаются также различные способы количественной оценки
новейших движений по геоморфологическим данным. Д. Г. Панов
(1967), например, предлагает для исчисления размаха и скорости дви-
жений использовать установленные им для южной и северо-западной
частей Русской платформы корреляционные связи между глубиной
эрозионного расчленения (Е) и размером голоценового поднятия (Н),
выраженные формулой Н = 0,ЗЗЕ-6, а также связи между скоростью
современных поднятий и глубиной эрозионного расчленения.
РЕКОНСТРУКЦИЯ
ТЕКТОНИЧЕСКИХ ДВИЖЕНИИ
ГЕОЛОГИЧЕСКОГО ПРОШЛОГО
ТЕКТОНИЧЕСКИЕ ДВИЖЕНИЯ
И ТЕКТОНИЧЕСКАЯ СТРУКТУРА
Главным методом реконструкции тектонических движений геологи-
ческого прошлого (движений, не нашедших отражения в современном
рельефе) является изучение отложений. Распределение мощностей
и фациальных типов пород в слое (пачке, толще), кровля и подошва
которого стратиграфически датирована, может в некоторых случаях
служить основой для суждений о величинах перемещений. Однако
распределение мощностей и фаций в значительной степени опреде-
ляется палеогеографическими факторами (климат, рельеф, течения
и т. д.). Так, мы можем представить себе стационарный водоем, в кото-
ром распределение осадков (пород, слоев, фаций) определяется характе-
ром берегов, размещением устьев рек, течениями, климатом, без уча-
стия тектонических движений. В равной мере можно представить себе
горную страну, в которой распределение отложений обусловлено фор-
мами рельефа; у подножия гор и в межгорных впадинах могут накапли-
ваться мощные галечники, толщи пролювиальных отложений и т. д.,
мощности их могут по простиранию быстро меняться, быстро может
происходить смена по вертикали и латерали слоев и пачек различного
литологического состава. Слоистые толщи могут иметь в таких условиях
значительные первичные наклоны; оползни могут в еще большей сте-
пени усложнять структуру этих толщ. Таким образом, можно мыслить
образование сложной картины изменения мощностей и распределения
фациальных типов отложений без участия тектонических движений.
Имея в виду, что геологическими телами и их пространственными
взаимоотношениями определяется геологическая (тектоническая) струк-
тура, мы должны будем признать, что тектоническая структура в прин-
ципе может формироваться без участия тектонических движений.
Отсюда следует, что тектоническая структура, на основе которой и при
использовании принципа последовательности напластования всегда
можно определять последовательность событий и осуществлять исто-
рико-геологические реконструкции, далеко не всегда может служить,
основой для реконструкции тектонических движений. Следует поста-
вить под сомнение возможность однозначных, а следовательно, и точных
реконструкций тектонических движений по тектонической структуре.
Тем более нельзя, например, на основании изучения слоистости утвер-
ждать, как это делает А. М. Кузьмин (1950), что погружение
32*------------------------------------------------499
^геосинклиналях совершается «непрерывно-прерывисто и периодически
ритмично». Само это утверждение может быть и соответствует истине,
но оно может вытекать лишь из данных изучения современных дви-
жений, но никак не из изучения слоистости. То же замечание относится
к выводам Л. М. Бириной (1949) о «структуре» вертикальных движений
на Русской платформе.
Приведенные нами примеры со стационарным водоемом и стацио-
нарной горной страной были идеализированы. Изучение современных
движений показало, что любая точка земной поверхности находится
в непрерывном движении; принцип актуализма вполне позволяет
перенести это общее свойство земной поверхности на ее прошлое. Сле-
довательно, стационарных участков земной поверхности не существо-
вало, и в любом случае тектонические движения участвовали в образо-
вании тектонической структуры, но их роль могла быть как определя-
ющей, так и второстепенной. Можно сказать, что реконструкция текто-
нических движений является очень тонкой, сложной и трудной по
выполнению задачей. Знания структуры (последовательность слоев,
латеральные изменения мощностей и т. д.) здесь недостаточно. Необхо-
димы тщательные фациальные реконструкции, позволяющие судить
об особенностях палеогеографической обстановки и оценивать ее роль
в формировании структуры. На различных участках земной поверх-
ности формирование отложений в различной степени определялось
палеогеографическим фактором и тектоническими движениями (текто-
нический фактор). В одних районах доминировал палеогеографический,
в других тектонический фактор. В первых районах реконструкция
тектонических движений очень сложна, а в некоторых случаях не
выполнима, во вторых районах реконструкция тектонических движе-
ний может представлять разрешимую задачу. Думается поэтому, что
для реконструкции и изучения тектонических движений прошлого
надо выбирать районы, где в формировании осадочной толщи домини-
ровал тектонический фактор, т. е. районы, где роль палеогеографи-
ческого фактора была относительно невелика. Выбираться должны
районы, где формирование осадков на значительной территории и дли-
тельно происходило на уровнях, близких к уровню моря. В таких
условиях поднятия крупных областей, сводов или частных антикли-
нальных складок приводят к поднятиям морского дна и возникновению
и развитию положительных форм рельефа на низменной суше, прогиба-
ния же вызывают образование обширных депрессий, бассейнов, впадин
различных масштабов, в которых обычно происходит более интенсивное
накопление осадков, чем на прилежащих к ним частях поднятий.
То же происходит при движении по сбросам и флексурам. Подня-
тое крыло сброса (флексуры), выдвигаясь в своем относительном пере-
мещении вверх, обусловливает поднятую ступень в рельефе, отделен-
ную уступом от пониженной ступени, соответствующей опущенному
крылу сброса (флексуры).
Одинаковый (или близкий) батиметрический уровень формирова-
ния осадков указывает, что все прогибания быстро компенсируются
осадконакоплением. Компенсирование прогибания осадконакопле-
нием является важным условием, определяющим возможность рекон-
струкции тектонических движений прошлого.
500
Движения земной поверхности, находящиеся в причинной связи
с тектоническими движениями и выражающиеся в развитии положи-
тельных и отрицательных форм рельефа суши и морского дна, оказы-
вают влияние на распределение осадков, изменение их мощностей
и литологические особенности. Установлением закономерно связанных
с тектоническими формами изменений литологического состава и мощ-
ности осадочных толщ и слоев доказываются одновременность и дли-
тельность тектонических движений и осадкообразования. Выяснение же
закономерностей распределения во времени и пространстве осадков
различных фациальных типов и их мощностей является основой вы-
яснения особенностей тектонических движений.
Кстати говоря, метод мощностей, применяемый с учетом палео-
географических и фациальных данных (в том числе палеобатиметри-
ческих), позволяет подходить к количественной оценке тектонических
движений. В этом смысле заслуживает внимания также понятие произ-
водительности тектонических сил, которая согласно Г. Штилле (1924,
1964) определяется совершенными за единицу времени перемещениями
масс в вертикальном и горизонтальном направлениях и внутренними
преобразованиями. Представляется весьма перспективной возмож-
ность количественных оценок тектонических процессов по произво-
дительности тектонических сил. К сожалению, методика такого анализа
совершенно не разработана, если не считать «объемного метода» А. Б. Ро-
нова, имеющего более частное значение.
Из сказанного в этом разделе выясняются важные различия поня-
тий «тектоническая структура» и «тектонические движения». Текто-
ническая структура формируется как тектоническими движениями,
которым в подавляющем большинстве случаев принадлежит ведущая
роль, так и рядом других факторов; в отдельных же случаях в форми-
ровании тектонической структуры роль тектонических движений весьма
мала. Отсюда также становится ясной неправильность определения
тектоники как науки о тектонических движениях. Такое понимание
отвлекло бы нас от изучения тектонической структуры во всей ее слож-
ности и многообразия и заставило бы ограничиться исследованием
только тех искусственно выделяемых ее особенностей, формирование
которых связано непосредственно с тектоническими движениями.
АНАЛИЗ МОЩНОСТЕЙ И ФАЦИЙ
В районах с компенсирующимся тектоническим рельефом и пре-
обладанием тектонического фактора в формировании структуры осадоч-
ной толщи возможно на основе анализа мощностей с учетом фациальных
изменений, анализа перерывов и т. д. выяснять особенности развития
тектонических форм.
Для тектонических форм высших порядков, т. е. небольших по
размерам тектонических форм или так называемых «локальных струк-
тур», метод мощностей применяется обычно самостоятельно, без ана-
лиза фаций, поскольку фациальные изменения в пределах такой формы
могут быть очень незначительны. Однако и при исследовании неболь-
ших структурных форм очень важно картину распределения мощностей
дополнять данными о фациальных и литологических изменениях
отдельных горизонтов.
501
При исследовании крупных областей картину распределения мощ-
ностей всегда необходимо дополнять фациальными данными и данными,
полученными при изучении перерывов и несогласий ввиду значитель-
ности фациальных изменений, коренного их значения для выяснения
особенностей развития структуры и взаимосвязи фациального состава
слоев и их мощностей. Анализ мощностей и анализ фаций в реконструк-
ции тектонических движений геологического прошлого не отделимы
друг от друга.
При фациальном анализе следует критически относиться к идеали-
зированной и достаточно широко распространенной схеме расположения
осадков относительно береговой линии (например, конгломераты —
песок — глины — известняки). Возможно полнее учитывать конкрет-
ные условия и особенности осадконакопления, которые не были из-
вестны до осуществления широких программ изучения океанов, как,
например, отложения мутьевых потоков с накоплениями грубых песков
и другого материала прибрежного происхождения [(растительные
обломки, мелководные фораминиферы на больших глубинах (3 км
и более)] на огромном удалении от берега (Эриксон и др., 1957).
Важно уяснить себе роль изучения мощностей и фаций при рекон-
струкции и исследовании тектонических движений. Мощности имеют
размеры и поэтому вносят элементы метрики в изучение движений.
Не измерив мощностей, о величинах перемещений никак судить нельзя.
Вместе с тем мощности могут соответствовать размерам перемещений,
могут быть больше или меньше их, и, наконец, могут быть совершенно
независимыми от перемещений. Фациальные данные (напомним, что
фации не наблюдаются, а реконструируются и что такие реконструкции
необязательно однозначны и что эта неоднозначность сказывается
в конечном счете на качестве реконструкции тектонических движений)
позволяют нам оценить возможность использования мощностей для
реконструкции тектонических движений. Без фациальных данных мы
не в состоянии оценить метрическое значение величин мощностей.
С другой стороны, фациальные данные сами по себе не могут ничего
дать для метрической характеристики движений. Если для какого-либо
района (толщи) фациальные данные однородны (в том смысле, что ука-
зывают на одинаковый и неизменный уровень формирования осадков)
и определенны (в том смысле, что указывают на этот уровень с точ-
ностью, которая будет сочтена достаточной для определения скорости
движений), то мощность может быть принята как мера перемещений
при тектонических движениях. При этом, конечно, обязательна хроно-
стратиграфическая коррелируемость нижнего и верхнего пределов (на-
пример, подошвы и кровли слоя, пачки и т. п.) используемого интервала
мощностей. Степень точности хроностратиграфическоп отбивки и корре-
ляции должна отвечать точности, предъявляемой к измерению движений.
Тектонический анализ мощностей и фаций является методом,
используемым в тектонике для восстановления на основе данных
о составе, размещении и соотношениях геологических тел картины
роста (или изменения) тектонических форм и ходе тектонических дви-
жений. Знание устанавливаемых этим анализом связей между фациаль-
ными типами отложений и тектоническими формами может быть исполь-
зовано^для структурных построений и поисков полезных ископаемых.
502
Действительно, предположим, что нами изучена в геометрическом отно-
шении некоторая структурная форма, в строении которой участвует
интересующая нас толща (стратиграфический горизонт), содержащая
полезные ископаемые; допустим, что данные о составе и фациальных
типах отложений, слагающих эту толщу, крайне ограничены (несколько
обнажений или скважин) и совершенно недостаточны для составления
таких фациальных или литологических карт или профильных разрезов,
по которым можно было ориентировать разведочные работы. Однако,
зная закономерные связи между тектоническими формами и распределе-
нием типов осадков, мы можем построить гипотетические карты и раз-
резы, указать на них области вероятного распространения интересу-
ющих нас фациальных типов и, проверяя наши построения бурением или
другого рода разведочными работами, мы можем существенно развить
наши неполные представления о структуре и ориентировать поиски
полезных ископаемых. Таким образом, как и в случае историко-геоло-
гических реконструкций, реконструкции тектонических движений
помогают нам ориентировать работы по изучению геологической струк-
туры и существенно дополнять, таким образом, изучение пространствен-
ных взаимоотношений геологических тел и уточнять представления
о размещении полезных ископаемых.
Метод мощностей и фаций в таком случае применяется как бы
в обращенном виде, т. е. не по фациям и мощностям определяются
тектонические структуры и движения, а по тектонической структуре
выясняется размещение вещества. Такой обратный метод называют
структурно-фациальным анализом (Холодов и др., 1956); он заключается
в изучении фациальных особенностей отложений на основе тектониче-
ского развития данного района и сочетает в себе методы, принятые
в литологии и тектонике.
Анализ мощностей за последние десятилетия нашел широкое приме-
нение при исследовании тектонических движений и развития струк-
туры крупных областей. Однако можно также привести многочисленные
примеры применения анализа мощностей для выяснения истории
формирования отдельных куполовидных и брахиантиклинальных под-
нятий (Дорошко, 1957; Беляев и Егорова, 1957; Старицкий, 1955
и др.). Он осуществляется путем составления карт изопахит и диаграмм
мощностей, показывающих изменение мощностей вдоль линии профиля.
Для учета фациальных данных можно составлять карты фаций для
отдельных горизонтов, толщ и т. д., но более целесообразно наносить
фациальные данные на карты мощностей; это позволяет рассматривать
мощности и фации, в природе тесно связанные друг с другом и отража-
ющие единый тектонический процесс, совместно, не отрывая их друг
от друга. Так именно поступила Р. М. Пистрак (1950) при исследовании
развития Русской платформы в верхнем палеозое, совместившая изо-
пахические схемы с картами фаций, отчетливо показав естественную
связь фациальной изменчивости осадочных толщ с изменением их
мощностей.
Необходимо составлять также фациально-литологические профили,
показывающие изменения для ряда последовательных горизонтов
и толщ вдоль линии профиля. На профилях следует не только изобра-
жать фации, но и показывать мощность горизонтов. В тех случаях,
———.................................................. ,, 50з
когда профиль пересекает крупные структурные формы, размеры кото-
рых того же порядка, что и ширина фациальных зон, на профиле могут
быть изображены фации, мощности и структурные условия залегания
слоев. Такой фациальный профиль позволяет судить о соотношении
фаций и мощностей с геологической структурой (рис. 93).
Карты мощностей следует также дополнять профильными разре-
зами, по возможности с детальным расчленением той толщи, для кото-
рой составлена карта. Знание внутренней структуры толщи, выявля-
емой на таком профиле, позволяет судить о характере и причинах
изменений мощностей.
Попытки решения вопросов тектонического развития на основании
сопоставления карт мощностей разных горизонтов, но без привлечения
фациальных данных и данных о перерывах являются односторонними
и часто приводят к неправильным представлениям. При таком сопоста-
влении карт необходимо использовать принцип унаследованности, что
позволяет прослеживать устойчивые тенденции развития структуры,
сказывающиеся в сходном распределении мощностей по площади от
горизонта к горизонту, а также избегать ошибок, связанных с интер-
поляцией (при проведении изопахит), осуществляемой по геометриче-
ским правилам, но без учета геологической обстановки.
Часто считают, что анализ мощностей дает возможность судить
более или менее точно о размахе вертикальных движений, поскольку
предполагается, что погружение земной поверхности полностью компен-
сируется накоплением осадков. Эта идея была в очень осторожной
форме сформулирована Г. Штилле (1963, 1964), который считал, что-
по мощности осадков можно в известной мере судить о величине опуска-
ния, а затем значительно развита В. В. Белоусовым (1938—1940)
и другими исследователями. Однако, в действительности, полная ком-
пенсация погружения осадконакоплением является лишь частным слу-
чаем. Очень часто мощность осадков не отвечает размерам прогибания.
Так, например, в некоторых геосинклинальных прогибах за длитель-
ные промежутки времени образовались толщи глубоководных осадков,
обладающие полным стратиграфическим разрезом, однако весьма мало-
мощные, что свидетельствует о длительном недокомпенсировании про-
гибания осадконакоплением (Страхов, 1946, 1948).
Большое влияние на распределение мощностей может оказывать
также рельеф, в условиях которого происходит осадконакопление.
Рпс. 93. Фациальный профиль. По Б. М. Келлеру (1948)
I — средняя юра (сланцы и песчаники); г — верхняя юра (асфальтовые и лито-
графские известняки); з — верхняя юра (известняки); 4 — верхняя юра (плит-
чатые известняки); 5 — верхняя юра (флиш); 6—8 — нижний мел (известняко-
во-мергельные толщи); 9 — нижний мел (флиш)
504
Следовательно, при использовании анализа мощностей следует его
применять не чисто геометрически (т. е. считая, что линии равных
мощностей в точности воспроизводят размеры погружения), а с учетом
всей совокупности геологических факторов, возможно, влияющих
на распределение мощностей.
Первая в нашей стране карта мощностей была составлена И. М. Губ-
киным для рукавообразно залегающей нефтеносной толщи в основании
майкопской свиты Нефтяно-Ширванского района (1913). Эта карта
помогла выяснить особенности геологического строения месторождения
и сыграла большую роль в развитии нефтяной геологии. В данном
случае изменения мощностей обусловливались рельефом ложа.
В 1924 г. анализ мощностей был применен Н. С. Шатским для
палеозоя Донбасса. На основе этого анализа Н. С. Шатский пришел
к заключению, что антиклинали и синклинали Донбасса заложены
в каменноугольное время. Затем метод анализа мощностей широко
применялся для исследования структуры многих нефтеносных областей
СССР: Русской платформы (Шатский, 1945; Белоусов, 1944; Ронов,
1949), соляных куполов Днепровско-Донецкой впадины (Косыгин,
1946), Кавказа (Белоусов, 1938—1941; Хайн, 1949).
Намечаются две точки зрения по вопросу о значении мощностей
при тектонических построениях.
Первая точка зрения находит отражение в работах В. В. Белоусова
(1937, 1938—1941), В. Е. Хайна (1948), А. Б. Ронова (1949) и др.
Опа сформулирована В. В. Белоусовым (1939) следующим образом:
«Между быстротой накопления осадков и интенсивностью погружения
земной коры устанавливается весьма полное соответствие и в течение
продолжительных отрезков времени один процесс почти в точности
компенсируется другим. Геологический материал позволяет со всей
категоричностью заявить, что нарушение этой компенсации в областях,
доступных изучению, представляет собой временное явление и размер
таких нарушений невелик» (стр. 11). Указанная точка зрения допус-
кает, что все морские отложения мелководны и что глубоководные
отложения в пределах современной суши почти неизвестны.
Другие геологи, основываясь на ряде конкретных фактов, считают,
что мощности отложений являются функцией не только размеров про-
гибания, но и ряда других геологических факторов. Такая точка зрения
отражена в работах Д. В. Наливкина (1932), Н. М. Страхова (1948)
и др. Б. М. Келлер (1948) приводит примеры, противоречащие возмож-
ности повсеместного прямого использования величин мощностей для
установления размаха тектонических движений. Например, им устана-
вливается, что палеогеновый флиш Сочинского района (Кавказ) предста-
вляет собой образования глубоководные, отлагавшиеся на глубинах
500—1000 м; следовательно, мощности флишевых отложений дают
представление не столько о масштабе погружения, сколько о масштабе
заполнения уже существующих впадин. Для Русской платформы он же
приводит данные В. А. Вахрамеева (1940) о залегании песчаников
палеоцена Волгоградской области в эрозионных ложбинах в верхнем
мелу. Здесь влияние эрозионного рельефа длительно сказывалось
на распределении мощностей осадков; так, сглаживание рельефа ампли-
тудой 25 м продолжалось весь датский век и часть палеоцена.
505
Анализируя различные взгляды, Б. М. Келлер пришел к выводу
о том, что метод анализа мощностей при тектонических построениях
имеет несомненное значение для решения вопроса о генезисе структур-
ных форм и характере их движения. Полное соответствие между вели-
чиной прогибания и заполнения прогиба осадками наблюдается чаще
всего в случае мелководных отложений. В прогибах геосинклинальных
областей и эрозионных впадинах мощности определялись не прогиба-
нием. а заполнением этих впадин осадками.
На необходимость ограничения применения анализа мощностей
для геосинклинальных областей указывает А. В. Пейве (1945), счита-
ющий, что на всех стадиях развития геосинклинальной области для нее
характерно резкое геоморфологическое расчленение, создающее пред-
посылки для формирования местных осадочных и вулканических «ком-
плексов заполнения». А. В. Пейве утверждает, что изучение мощностей
как метод анализа структур может иметь лишь ограниченное примене-
ние при изучении структуры и движений эпохи или периода вне связи
с предшествующей и последующей эпохами. «Метод анализа мощностей
при изучении тектонических движений сохраняет свою силу только
потому, что глубинные структуры развиваются весьма длительно в одном
и том же направлении. Вследствие этого некоторые частные причины,
регулирующие величину мощности в отдельные эпохи, в конечном
счете за длительный период нивелируются общим процессом устойчи-
вого поднятия положительных и опускания отрицательных глубинных
структур» (стр. 41).
В. И. Попов (1940) для Ферганской долины описывает весьма
сложную картину формирования мощностей, которая свидетельствует
о том, что определение размаха тектонических движений по мощностям
может иметь лишь весьма ограниченное применение. В. И. Попов
указывает на ряд факторов, от которых зависят мощности:
1) скорость денудации в местах питания, меняющаяся в разных
участках в разные моменты времени;
2) расстояние до подножий разрушающих поднятий; «осадки
максимальной мощности накапливаются в депрессиях у подножий
поднятий, а не в некотором удалении от поднятий (различном в разных
случаях), где их мощность может уменьшаться» (стр. 39);
3) антиклинальные поднятия и синклинальные понижения в де-
прессиях, искажающие закономерности изменения мощностей от пери-
ферических поднятий к депрессиям;
4) размыв («возрастание размыва к осям поднятий вызывает допол-
нительное уменьшение мощностей разрезов в этом направлении»)
(стр. 40);
5) перекатывание осей складок;
6) смещение границ поднятий и депрессий во времени;
7) развитие рельефа, усложняющее распределение мощностей.
«В связи с этим объясняется не только изменение мощностей моласс,
но в особенности образование перерывов и угловых несогласий как
результат наложения этих непрерывно происходящих пульсирующих
вертикальных колебаний на столь же непрерывно развивающиеся син-
генетические дислокации» (Попов, 1940, стр. 40).
506
Для того чтобы избежать в оценке размаха тектонических движений
по картам мощностей ошибок, получающихся вследствие неполной
компенсации прогибания осадконакоплением, О. А. Рыжков (1951) пред-
лагает следующий метод составления таких карт. В качестве опорных
«маркирующих» пачек для анализа мощностей он рекомендует выделять
«осадки, отлагающиеся в условиях предельного выравнивания рельефа»
(карбонатные, галогенные и другие отложения, «соответствующие рез-
кому проявлению равнино-образовательного тектонического режима»),
которые должны накапливаться «на поверхности приближающейся
к горизонтальной или почти горизонтальной плоскости». Примерами
«маркирующих» горизонтов равнино-образовательного режима для
Ферганской впадины служит известняк I, известняк т, подошва экзо-
гировоп свиты и т. д. Указывается три случая применения анализа
мощностей по рекомендуемому О. А. Рыжковым методу:
1) составление карт мощностей для какого-либо стратиграфиче-
ского интервала, сверху ограниченного подошвой маркирующей пачки;
в таком случае определяется сумма тектонических движений, происшед-
ших и завершившихся к началу отложения данной пачки. «Так, напри-
мер, карта изопахит, составленная для стратиграфического промежутка
от подошвы сузакского яруса до подошвы горизонта I, будет отображать
строение подошвы названного яруса к начальному моменту осадконако-
пления горизонта I»;
2) карта для интервала от маркирующей пачки до кровли более
высокого стратиграфического подразделения; в таком случае карта
изопахит отражает структуру, возникшую в маркирующей пачке
в течение взятого интервала времени;
3) карта для интервала между двумя маркирующими пачками
дает наиболее точные данные для суждения о происшедших структур-
ных изменениях.
Методика использования карт изопахит для уточнения тектониче-
ской структуры нижезалегающих горизонтов в платформенных усло-
виях разработана Н- Н. Форшем (1953). Она состоит в том, что из струк-
турной карты по одному из известных верхних горизонтов, по которому
имеется много данных, вычитается карта изопахит толщи, заключенной
между известной и искомой структурными поверхностями; число точек
(скважин), используемых для составления карты изопахит, такое же,
как число точек, дающих высотное положение глубокого слоя. Однако,
как отмечает Н. Н. Форш, эти малодетальные данные складываются
с несравненно более детальными данными поверхностной съемки, общий
результат получается значительно более точным, чем при построении
структурной карты только по точкам глубокого бурения. Нетрудно
видеть, что в таком построении весьма эффективно используется прин-
цип унаследованности.
Особый случай применения анализа мощностей относится к Эмбен-
ской солянокупольной области, где отдельные соляные купола обла-
дают индивидуальными особенностями развития. Таким образом,
картину распределения мощностей на куполах затушевывают законо-
мерности региональных изменений мощностей. Для выяснения этих
закономерностей Н. В. Неволин (1951) построил карты изопахит по
мощностям, взятым в межкупольных зонах. В межкупольных зонах
507
для построения региональных карт мощностей были использованы
сейсморазведочные данные.
Методика составления карт изопахит для областей соляной текто-
ники, как считает П. Е. Харитонов (1954), должна быть несколько
специфичной и основываться не на любых, а на наибольших мощ-
ностях на соляном куполе с контролем их значений данными сейсмо-
разведки в межкупольных пространствах. Он указывает, что учтенные
мощности на куполах составляют 70—80% их значения в соседних
мульдах и эта пропорция приблизительно соблюдается для всей
территории.
Возможности тектонического анализа мощностей с большой полно-
той рассмотрены Р. Г. Гарецким и А. Л. Яншиным (1960). Ими под-
робно охарактеризован механизм формирования мощностей отложении
и участие в нем различных факторов. Механизм этот оказывается подчас
очень сложным и ведет к иному распределению мощностей, чем это
вытекает из признания соответствия мощностей размерам прогибания.
Указанными исследователями рассмотрена, в частности, роль ветровых
волнений в распределении осадков на морском дне, которые, как оказа-
лось, не могут считаться фактором, обеспечивающим согласно прежним
воззрениям (Белоусов, 1954) полную компенсацию прогибания осадко-
накоплением. Ими рассматривается также роль различных течений
и суспензионных потоков, закономерности формирования мощностей
некоторых морских органогенных образований (биогермов), континен-
тальных и вулканогенных образований; все эти процессы ведут
к резко неравномерному накоплению мощностей и распределению их
не в соответствии с размерами прогибания. Авторы справедливо
считают, что всегда надо проанализировать генезис мощностей того
или иного образования, прежде чем делать выводы о тектонических
движениях.
Специальное рассмотрение вопроса о соотношении мощностей
и литологического состава отложений привело Р. Г. Гарецкого
и А. Л. Яншина к выводу о том, что эти соотношения могут быть раз-
личными. Мощность может изменяться независимо от изменений лито-
логического состава, но может быть тесно связана с этими изменениями
(например, мощные прибрежные и предгорные акчагыльские отложения
Южно-Каспийского бассейна, выраженные конгломератами, песчани-
ками, глинами и известняками, и маломощные тонкослоистые глины
в центре бассейна, где господствовало прогибание). Отсюда следует, что,
только зная фациальную природу сравниваемых мощностей, можно
правильно использовать их в тектоническом анализе. Р. Г. Гарецкий
и А. Л. Яншин большое значение в распределении мощностей также
придают явлениям недокомпенсированности прогибов и эрозионному
рельефу.
Выводы этих исследователей о применимости тектонического ана-
лиза мощностей находятся в близком соответствии с представлениями
автора.
Изложение вопроса о значении анализа мощностей и характери-
стика некоторых новых вариаций в его применении показывает, что
метод изопахит при применении его к выяснению тектонических движе-
ний должен уточняться в зависимости от особенностей геологического
508
строения конкретных областей. Анализ мощностей должен применяться
как одна из сторон более общего палеогеографического и палеотектони-
ческого анализа.
ОБЪЕМНЫЙ МЕТОД
Разработанный А. Б. Роновым (1949) объемный метод основывается
на допущении, что погружения земной поверхности приблизительно
компенсируются осадконакоплением, а поднятия — размывом. Такое
допущение не всегда справедливо, и для избежания одностороннего
решения вопроса необходимо учитывать другие геологические факторы,
в частности рельеф, в условиях которого происходило накопление
осадков. Далее объемный метод допускает, что объемы поднятии соответ-
ствуют объемам снесенных с этих поднятий обломочных пород, тогда
как в действительности перенос материала с разрушающихся поднятий
может происходить не только в форме обломков, но и в виде растворов
(особенно при размыве карбонатных массивов), а отложение этого мате-
риала может происходить в форме обломочных, химических и органо-
генных осадков. Отсюда следует, что по количеству обломочных пород
нельзя определять размеры поднятий. Однако, несмотря на сделанные
г говорки, результаты, получаемые объемным методом, дают интересный
геолого-статистический материал.
Объемный метод заключается в выяснении объемов осадков и ско-
ростей их накопления (или размыва) для последовательного ряда геоло-
гических периодов (эпох) и в выявлении на этом основании некоторых
общих закономерностей развития крупных структурных элементов
Земли.
Объемы отложений, средние размеры погружений и средние мощ-
ности осадка определяются для последовательного ряда толщ (ярусов,
отделов или систем) и изображаются в виде «кривых накопления», орди-
натой которых служит средний размер погружения для всегои стекшего-
времени, а абсциссой — время в абсолютном летоисчислении. На рис. 94.
Рис. 94. Средний размер погружения Ураль-
ской геосинклинали (1), Прикаспийской (2)
и Московской синеклиз (3), Воронежской
антеклизы (4), а также западных поднятых
частей платформы. По А. Б. Ропову (1949)
&00
изображен средний размер погружения Уральской геосинклинали
и различных частей Русской платформы от девона до триаса; на рис. 95
показаны кривые накопления различных типов отложений на Русской
платформе за то же время.
Делением среднего размера погружения на длительность погруже-
ния (в миллионах лет) получается средняя скорость погружения, изобра-
жаемая кривыми, где ординатами служат средние скорости в метрах
за миллион лет, а абсциссами — абсолютное и относительное геологиче-
ское время. На рис. 96 показана средняя скорость погружения Рус-
ской платформы от девона до неогена. В соответствии с размерами
и скоростями погружения можно определять средние скорости и средние
размеры тектонических поднятий.
Рис. 96. Средняя скорость по-
гружения Русской платформы
(в метрах за млп. лет).. По
А. Б. Ронову (1949)
Рис. 95. Средний размер погружения Русской плат-
формы (1), кривые накопления карбонатных (2),
моренных песчано-глинистых (3) и красноциет-
пых (4) отложепий. По А. Б. Ронову (1949)
310
А. Б. Ронов указывает, что «при благоприятных условиях анализ
пространственного распределения фации позволяет оконтурить область
древнего поднятия и проследить изменения его площади во времени.
Эти площади могут быть измерены по фациальным картам. Объемы эро-
дированных и затем унесенных с них обломочных пород также всякий
раз могут быть учтены с помощью синхронных изопахических и фациаль-
ных карт прилегающих к поднятию территорий» (стр. 37).
Рассмотрение изменений во времени «размеров» и«скоростей» опуска-
ний и поднятий для различных областей и различных литологических
типов осадков позволяет делать некоторые геолого-статистические обоб-
щения относительно истории развития крупных структурных форм.
Однако основной смысл метода А. Б. Ронова заключается не в определе-
ниях скоростей, которые и здесь могут выясняться лишь предположи-
тельно и неоднозначно, а в определении соотношений объемов крупных
элементов (линз) осадочной оболочки, что представляет несомненный
интерес в исследовании ряда литологических и геохимических проблем.
ГЛУБИННЫЕ ДВИЖЕНИЯ
Развитие крупных структурных форм, называемых иногда глубин-
ными, т. е. геоантиклиналей, геосинклиналей, синеклиз, антеклиз,
краевых и перикратонных прогибов и т. д., связано с длительными
медленными движениями земной коры, по-видимому, аналогичными
современным вековым движениям. Эти движения, восстанавливаемые
на основе историко-геологического анализа развития крупных террито-
рий, охватывают большие площади и объемы и распространяются на
большие глубины. Они могут быть названы глубинными дви-
жениями. Природа глубинных движений не исследована и в отно-
шении их происхождения можно строить различные гипотезы. Глубин-
ные движения, вероятно, неоднородны по своему происхождению.
Можно предполагать, что они представляют собой как бы интегральную
сумму движений, вызываемых различными процессами, происходящими
на различных глубинах Земли. Кроме того, глубинные движения,
хотя бы отчасти, могут иметь «объемный» характер, т. е. вызываться
гравитационными силами, связанными с движением Земли и космиче-
скими влияниями. Таким образом, глубинные движения могут быть
результатом глубинных процессов, а могут иметь общие с ними при-
чины .
Название «глубинные движения» не означает противопоставления
этих движений поверхностным. Глубинные движения в нашем понима-
нии включают движения поверхности Земли.
Неправильно (хотя и принято) говорить, что развитие тектониче-
ских форм обусловливается тектоническими движениями или что
тектонические движения обусловливают развитие тектонических форм.
Оба этп явления представляют лишь две стороны одного процесса;
связь между ними не может быть охарактеризована как причинно-
следственная, так как ни один из них не предшествует другому. Любое
взаимное перемещение точек земной поверхности или земной коры
означает изменение структуры. Причинами тектонических движений
и развития тектонических форм могут быть только явления им
509
предшествующие. Например, вынос вулканического материала (лавы)
или грязевулканической брекчии из очага влечет образование вулкано-
тектонической депрессии или синклинальной вдавленности. Тектониче-
ским движениям (развитию тектонических форм) присуща еще одна
форма причинно-следственной связи, заключающаяся в механизме
передачи движения от очага к более и более удаленным от него
частицам земной коры; движение частицы, передающей движение,
может рассматриваться как причина движения частицы, к которой
передается движение. Этот вид причинно-следственной связи отражен
в высказываниях Н. С. Шатского (1958, 1965) о тектонических движе-
ниях, вызывающих дислокации, и о тектонических движениях, явля-
ющихся следствием деформации.
Глубинным движениям могут быть противопоставлены тектониче-
ские движения, вызванные процессами, происходящими внутри земной
коры. Такими движениями могут быть, например, сейсмогенные дви-
жения, связанные с процессом землетрясения и глубиной его очага,
движения, связанные с процессами, происходящими в очагах и жерлах
вулканов, тектонические движения, обусловленные инверсией плот-
ностей в земной коре (соляная тектоника), перекристаллизацией (гипсо-
вая тектоника) и другими локальными процессами. Могут быть выде-
лены также техногенные движения (проседание кровли над выработ-
ками, проседание вследствие откачки грунтовых вод, погружение
поверхности Земли в районе больших городов).
Приведенное разделение движений имеет динамическую основу.
Движения определяются по вызывающим их причинам. Название
«глубинные движения» означает, что движения эти вызваны причинами,
так или иначе связанными с большими глубинами Земли.
К ИНЕМАТИЧЕСКАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА
ГЛУБИННЫХ ДВИЖЕНИЙ
На основании изучения современных движений мы вправе считать,
что и тектонические движения геологического прошлого имеют сложную
кинематическую характеристику, т. е. сложные траектории и неравно-
мерно-инверсионное распределение скоростей. Судить о кинематике
движений геологического прошлого в конкретных случаях и в деталях
мы не имеем никакой возможности. В лучшем случае наши суждения
могут касаться вертикальной нисходящей, вертикальной восходящей
и горизонтальной компоненты движения.
Вертикальные компоненты глубинных движений устанавливаются
изучением разрезов с учетом мощностей, фаций и глубин бассейнов
отложения осадков, слагающих разрез, а также перерывов. Анализ
мощностей в совокупности с фациальным анализом является средством
установления размаха и длительности вертикальных перемещений.
Вертикальные восходящие и нисходящие перемещения представляют
-собой строго доказанные геологические явления, поскольку они фикси-
руются в вертикальных геологических разрезах (мощности слоев,
перерывы, несогласия и т. д.).
Как правило, накопление осадков расценивается как признак
нисходящих перемещений, а перерыв в отложениях и явления раз-
мыва — как признак восходящих перемещений. Такое соотношение,
.512
однако, соблюдается в самом общем виде, так как, с одной стороны,
возможны случаи накопления осадков в условиях общего подъема,
с другой стороны, случаи размыва в условиях погружения.
Восходящие вертикальные перемещения со временем сменяются
нисходящими, а затем снова восходящими. Таким образом, получается
период, часть которого соответствует восходящему, а часть нисходя-
щему перемещению. Согласно некоторым недостаточно обоснованным
представлениям связанные с глубинными движениями вертикальные
перемещения вообще являются нисходящими (в связи со сжатием земли)
и в ходе этих перемещений этапы более быстрого погружения сменяются
этапами более медленного погружения или задержки.
Представления о нисходящем характере всех вертикальных пере-
мещений, связанных с глубинными движениями, не соответствуют
геологическим фактам. Так, в противоречии с этими представлениями
находятся региональные перерывы, связанные с длительным и устойчи-
вым поднятием крупных участков земной коры, а также существование
на крупных сводовых поднятиях явных признаков растяжения, кото-
рые не могли бы возникнуть без активных восходящих движений.
Очевидно, что и в данном случае (погружение с задержками) сохра-
няется колебательный характер глубинных движений, но колебания
совершаются не относительно некоторого условного закрепленного
уровня, а относительно «скользящего» понижающегося уровня.
Период не следует понимать в чисто физическом смысле, т. е.
связывать с ним определенную длину волны, частоту и т. д. Он предста-
вляет собой лишь естественную смену этапов восходящего и нисходя-
щего перемещений независимо от их длительности.
Некоторые исследователи предлагают различать колебательные
движения по порядкам их периодов и амплитуд. Так делает, в част-
ности, Н. Б. Вассоевич (1951), выделяющий: 1) движения с очень
большим периодом, измеряемым миллионами и десятками миллионов
лет, и значительными амплитудами; эти движения вызывают крупные
трансгрессии и регрессии; 2) «осцилляции с периодом в несколько сотен
тысяч лет и амплитудой в несколько метров и десятков метров», обуслов-
ливающие цикличность каменноугольных отложений в платформенных
бассейнах и краевых прогибах; 3) колебания с меньшим периодом —
порядка 1000 лет, устанавливаемые историческими данными.
А. П. Карпинским была отмечена важная особенность глубинных
(колебательных) движений на платформах, заключающаяся в их волно-
образном характере; это позволило ему установить закономерные соот-
ношения между глубинными (колебательными) движениями в различ-
ных частях платформы и смежных складчатых областях.
Горизонтальные компоненты глубинных движений не могут оцени-
ваться с такой полнотой, как вертикальные компоненты, реконструкция
которых может быть основана на анализе разрезов слоистых толщ,
входящих в состав осадочной оболочки Земли. Однако результаты,
полученные при исследовании крупных сдвиговых нарушений, дают
возможность утверждать, что роль горизонтальных перемещений в фор-
мировании структуры осадочной оболочки была весьма значительной.
Другими словами, горизонтальные компоненты глубинных движений
играют, по-видимому, не меньшую роль, чем вертикальные компоненты.
33 Заказ 206. ----------------------------------------513
Помимо данных исследования перемещений по крупным сдвигам,
существуют и иные доказательства горизонтальных перемещений. Так,
на основании анализа явлений трещиноватости в горизонтально лежа-
щих толщах предполагается связь такой трещиноватости с горизонталь-
ными сдвигами в земной коре. При этом считают, что явления искаже-
ния, а также изменения формы отдельных участков земной поверхности
под влиянием действующих в ее плоскости вращательных стрессов
гораздо больше распространены в природе, чем предполагают обычно.
«Эти силы и движения до сих пор не привлекали внимания геологов
потому, что в противоположность местным поднятиям и опусканиям
они не оставляют (в отличие от движений по вертикали) никаких следов
ни в геоморфологии, ни в разрезах напластований. Они вносят измене-
ния лишь в плане, и притом изменения сравнительно весьма незначи-
тельные по отношению к охватываемым движением площадям» (Войнов-
ский-Кригер, 1948, стр. 67).
О значительной горизонтальной компоненте движений говорят
исследования смещений по разломам в очагах землетрясений. Как
указывает П. Байерли (1957 г.), в изученных землетрясениях Северной
и Южной Америки преобладало скольжение по простиранию разрывов.
Следует отметить, что данные о «сокращениях поверхности» в складча-
тых областях, которые часто принимаются за доказательства горизон-
тального сжатия данного участка земной коры, на самом деле не могут
служить таким доказательством. Действительно, в процессе складко-
образования может иметь место не только сокращение поверхностного
слоя, но и его растягивание или предшествующее сокращению или
одновременное с ним. Поэтому цифры А. Гейма по Альпам (сокращение
от четырех до восьми раз), Б. Уиллиса по Аппалачам (сокращение
с 30 до 115 км и с 56 до 160 км), а также П. И. Степанова (1909) по Дон-
бассу (сокращение с 72 до 61 км) не могут служить достаточным под-
тверждением соответствующего горизонтального Стяжения земной
поверхности во всех этих случаях.
Особенно важно подчеркнуть значение горизонтальных перемеще-
ний. поскольку в некоторых тектонических работах их роль недооцени-
вается. Например, В. В. Белоусов вторичные движения, к каким он
относит складчатые и разрывные, связывает исключительно с медлен-
ными вертикальными или так называемыми колебательными движе-
ниями земной коры. Примерно такой же «согласованный ответ» приняло
геолого-геофизическое совещание в 1951 г. Ответ этот гласил, что
«основными и наиболее универсальными тектоническими явлениями
земной коры являются вертикальные (колебательные) ее движения».
(О геологических фактах, имеющих космогоническое значение,
1951).
Однако в 1954 г. В. В. Белоусов уже писал: «Перемещения про-
исходят в любых направлениях, а горизонтальные и вертикальные
направления кажутся нам ведущими только вследствие того, что мы
привыкли изображать строение земной коры либо на вертикальных
разрезах, либо на горизонтальных картах» (стр. 156). Таким образом,
геологами все более и более осознается, что принимавшееся многими
разделение движений на горизонтальные и вертикальные и противопо-
ставление одних другим является чрезмерной схематизацией.
514
Имеющиеся факты и соображения о распространенности и скоро-
стях горизонтальных перемещений при глубинных движениях склоняют
к мысли, что: а) горизонтальные перемещения столь же распростра-
нены, как и вертикальные, т. е. они проявляются повсеместно и непре-
рывно; б) горизонтальные компоненты скоростей глубинных движений
соразмерны с вертикальными компонентами этих скоростей. Изучение
горизонтального компонента глубинных движений представляет не
только теоретический, но и практический интерес в связи с познанием
генезиса складчатости, образования шарьяжных структур, сбросовых
дислокаций, трещиноватости и т. д.
ТРАНСГРЕССИИ И РЕГРЕССИИ
С глубинными тектоническими движениями тесно связаны транс-
грессии и регрессии морей.
По распространению морских бассейнов в геологическом прошлом
можно судить о размещении областей прогибания и областей поднятия
на данном этапе геологической истории. Так именно поступал А. П. Кар-
пинский при исследовании характера колебаний территории Европей-
ской России; в своем тектоническом анализе он справедливо принимал
очертания бассейнов за нулевые изогипсы крупных структурных форм
Русской платформы.
Если трансгрессии и регрессии связаны с тектоническими движе-
ниями, то трансгрессия соответствует опусканию данного участка
земной поверхности, а регрессия — его поднятию. При этом будут
изменяться не только размеры морских бассейнов, но и их общая
конфигурация, а возможно, и местоположение. В результате тектониче-
ских движений одни участки земной поверхности могут заливаться
морем, а другие участки могут одновременно с этим превращаться
в сушу. Однако трансгрессии, сопровождающиеся общим повсеместным
расширением морских бассейнов, и регрессии, сопровождающиеся
повсеместным их сужением, могут не стоять в связи с тектоническими
движениями, а обусловливаться эвстатическими колебаниями уровня
океана.
Так, путем определения усредненных показателей футштоков
всего мира, за исключением станций с послеледниковым изо статическим
выравниванием, Б. Гутенберг для периода 1860—1940 гг. определил
эвстатическое поднятие уровня океана в 12 см за 100 лет (Кюнен, 1957).
Эвстатические колебания представляют собой общее изменение уровня,
наступающее вследствие изменения емкости океана, а также в резуль-
тате изменения в нем количества воды. Следовательно, при оценке
трансгрессий и регрессий, как признаков тектонических движений
Земли, следует учитывать два основных влияющих на них фактора:
тектонический и эвстатический.
В отношении причин трансгрессий и регрессий среди геологов
существуют различные мнения. Э. Ог дал следующее определение
трансгрессий и регрессий: «Вторжение моря в местность, раньше им
не залитую, называется морской трансгрессией, отступление же моря
из занятой им раньше области называется морской регрессией»
(стр. 539). Он считал, что трансгрессиям в геосинклиналях соответ-
ствуют регрессии на континентальных площадях и, наоборот,
33* ------------------------------------------515
Все о геологии
http://geo.web.ru/
трансгрессиям па континентальных площадях соответствуют регрессии
в геосинклиналях. Эти положения, известные в геологической литера-
туре под названием закона Ога, были подвергнуты критике со стороны
Г. Штилле (1924, 1964). Он отметил, что общая закономерность заклю-
чается в однозначности изменений площади моря как в геосинклиналях,
так и во внегеосинклинальпых областях; что же касается выводов
Э. Ога, то они основываются на изучении портландских отложений
Европы, портлапдский же век в этом отношении был не правилом,
а исключением. Закон Ога опровергается также работами советских
геологов (А. Д. Архангельский, Н. С. Шатский, Б. М. Келлер, В. В. Ти-
хомиров и др.). Сводка по вопросу трансгрессий и регрессий была
дана Я. Д. Козиным (1940).
А. Д. Архангельский пришел к заключению об однозначности
движений на платформах и геосинклиналях с некоторым запаздыва-
нием трансгрессий на платформах по сравнению с геосинклиналями.
В. В. Тихомиров (1951), детально сопоставив трансгрессии и ре-
грессии на Русской платформе и Малом Кавказе для верхнемеловой
эпохи, пришел к заключению о полном совпадении «. . .характера
колебательных движений на платформе и в прилегающей геосинклинали
не только в течение крупных промежутков времени (тектонический
цикл в целом), как это установил А. Д. Архангельский, но и на значи-
тельно более коротких отрезках времени, соответствующих одному
ярусу» (стр. 420). Вместе с тем В. В. Тихомиров считает, что запазды-
вание движений на платформах не обязательно.
Однозначность движений на платформах и геосинклиналях
В. Е. Хайн (1951) предлагает именовать «законом Архангельского»
с такой его формулировкой: «колебательные движения совершаются
однозначно и одновременно в пределах геосинклиналей и платформ;
основные волновые движения данного геотектонического этапа (цикла),
зарождаясь в геосинклиналях, распространяются на смежные плат-
формы с опозданием, достигающим целой фазы; в результате макси-
мальное погружение платформ часто совпадает во времени с переходом
к поднятиям в геосинклиналях» (стр. 268).
Из высказываний Э. Ога следовало, что трансгрессии имели текто-
ническое происхождение, так как согласно его схеме тектонические
процессы и орогенез в геосинклинальных областях как бы перекачивали
воду на платформы.
Теперь же надо думать, что ведущим фактором в распространении
крупных планетарного масштаба трансгрессий являются эвстатические
колебания уровня океана. Тектонические же процессы, охватывающие
отдельные районы континентов, обусловливают распределение и пере-
распределение суши и моря на этом общем фоне в пределах как платфор-
менных, так и геосинклинальных областей. Однако эти представления
вряд ли следует возводить в ранг «закона».
ДИСЛОКАЦИОННЫЕ ПРОЯВЛЕНИЯ
ГЛУБИННЫХ ДВИЖЕНИЙ
В процессе глубинных движений образуются глубинные тектониче-
ские формы. Их образование ие только заключено в перемещениях
516
материала вверх, вниз или в латеральных направлениях, но и сопро-
вождается перераспределением материала, т. е. разного рода дислока-
циями (например, деформациями слоев). Распределение дислокаций,
в частности складчатости (как геосинклинальной, так и платформенной),
пространственно и генетически связано с особенностями строения
и развития вмещающей более крупной (глубинной) структурной формы.
Дислокации являются частным и обязательным проявлением глубин-
ных движений. Формы связи между глубинными движениями и возни-
кающими в их результате дислокациями могут быть различными.
Дислокации обусловлены глубинными движениями и не могут рас-
сматриваться вне временных и пространственных связей с ними. Следо-
вательно, нельзя представить себе, что глубинные движения и формиро-
вание дислокаций чередуются во времени или же проявляются в разных
областях.
Представления о дислокациях как о форме проявления глубинных
движений стало возможным после проведения детальных исследований
строения и истории развития крупных разнообразно построенных
областей — геосинклиналей, краевых прогибов, платформенных сине-
клиз, межгорных впадин и т. д. До получения этих детальных данных
связи между глубинными движениями и дислокациями были не всегда
ясны; иногда оба эти явления выступали в геологических представле-
ниях, как независимые.
Так, Г. Штилле (1910, 1920, 1964) считал, что эпейрогенические
(глубинные), создающие «ундации» (крупные формы), и орогенические
(дислокационные), движения, создающие «ундуляции» (антиклинали
и синклинали), обусловлены одной причиной — тангенциальным давле-
нием. Основываясь на том, что складчатости в удаленных районах
происходили почти одновременно, он полагал, что в геосинклиналях
нельзя искать причину складчатости (прогенических движений, дисло-
каций), что не геосинклинали вызывают складчатость, а складчатость
возникает в геосинклиналях благодаря импульсу извне, причем интен-
сивность складчатости зависит от количества накопившихся осадков,
а ее направление — от особенностей, в частности, контуров бассейна.
Геосинклинали, таким образом, приписывалась лишь моделирующая
роль по отношению к складчатости, создаваемой внешним импульсом.
Только после работ Н. С. Шатского (1939) и В. И. Попова (1937),
основанных на результатах детальных разведочных и промысловых
наблюдений, оказалось возможным анализировать процесс формирова-
ния складок и устанавливать его зависимость от формирования вмеща-
ющих форм. Г. Штилле этой возможностью в 1909—1913 гг., есте-
ственно, не располагал. Для состояния геологической изученности
Земли в начале столетия концепция Г. Штилле о соотношении орогенеза
и эпейрогенеза была достаточно обоснованной. Для ее подкрепления
Г. Штилле дал определенную трактовку механизма процесса. Однако
две предпосылки Г. Штилле оказались ложными. Во-первых, ограни-
ченной, а следовательно, неправильной оказалась концепция Эли де
Бомона (контракционная гипотеза), на которой полностью основывался
Штилле; во-вторых, выяснилась неправильность утверждения об одно-
временности складчатости в удаленных районах, так как оказалось,
что время размыва складчатых сооружений (проявление поверхностей
517
несогласий) связано не столько со временем проявления складчатости,
сколько со временем общих поднятий и денудации. После того как
выяснилась ложность предпосылок, утратила силу основанная на них
концепция. Развивавшиеся Г. Штилле представления о соотношении
эпейрогенеза и орогенеза все же продолжали иметь широкое хождение,
однако, поскольку не было предложено соответствующей новым данным
трактовки механизма процесса, использование этих представлений
приводило к противоречивым выводам.
Так, В. Е. Хайн (1940), подчеркивая однопричинность орогенеза
и эпейрогенеза и указывая, что порождающие их силы едины в своей
сущности, вместе с тем противопоставлял оба вида движений, разгра-
ничивая их как в пространстве, так и во времени. Он указывал, что
орогенез проявляется только в геосинклиналях и что оба вида тектони-
ческих движений проявляются на различных этапах структурного
развития области.
Н. М. Страхов (1948), хотя и указывал, что орогенез и эпейрогенез
связаны постепенными переходами и являются двумя крайними фор-
мами единого процесса движений, признавал за орогенезом эпизодич-
ность, локализацию на отдельных изолированных территориях и отно-
сительную кратковременность проявления.
Н. П. Херасков (1948) взамен «механизма внешнего импульса»
выдвигает новую идею «механизма общей деформации» и поэтому ему
удается последовательно выразить идею единства орогенеза и эпейро-
генеза.
Из изложенных представлений о соотношении глубинных движений
и дислокаций следует, что глубинные движения вызывали необратимые
деформации внутри осадочной оболочки. Утверждение Г. Штилле (1920,
1964) о том, что эпейрогенные процессы в отличие от орогенных не изме-
няют геологическую структуру, подверглось справедливой критике
со стороны Н. М. Страхова (1948) и В. Е. Хайна (1938, 1940).
Действительно, наклоны слоев и сбросы, которые сопровождают
захватывающие большие площади эпейрогенические поднятия,
являются необратимым изменением тектонической структуры. «Нет
движений земной коры, — говорит Н. М. Страхов (1948, т. I, стр. 133), —
которые не сопровождались бы тем или иным изменением тек-
тоники (структуры) движущихся пород, т. е. условий их зале-
гания».
Дислокационные результаты эпейрогенических движений незначи-
тельны, что, по Н. М. Страхову (1948), связано с: 1) плавностью
и медленностью движений без толчков и перерывов; 2) ничтожностью
размаха колебаний относительно больших размеров площади; 3) вер-
тикальным направлением движений без сколько-нибудь заметного
горизонтального смещения.
Конкретные формы связи дислокаций с глубинными движениями,
безусловно, могут быть весьма различными и могут быть раскрыты
путем историко-геологического анализа развития крупных вмещающих
(глубинных) и осложняющих их складчатых форм. Складчатость
может возникнуть и развиваться в одних случаях при нисходящих
движениях, в других случаях при восходящих. Приведем два примера,
иллюстрирующих сказанное.
518
Акзамарская антиклиналь (Зеравшапская складчатая система
в Средней Азии), история развития которой была исследована Ш. Д. Да-
влятовым (1953). Антиклиналь эта сложена кайнозойскими и меловыми
отложениями платформенного типа, несогласно налегающими на палео-
зойское складчатое основание. Исследование нижней толщи платфор-
менного чехла — альбских отложений — показало, что состав и мощ-
ность их зависят от положения на антиклинали, что в сводовой части
мощности небольшие и материал более грубый (появление конгломера-
тов и гравелитов). Эти изменения, как доказано, полностью обусло-
влены первичными условиями осадконакопления в различных частях
антиклинали. Аналогичные изменения доказаны для сеноманских,
туронских и сенонских отложений. Таким образом, устанавливается,
что Акзамарская складка в меловом периоде росла непрерывно в про-
цессе накопления осадков, т. е. развивалась на фоне общего погружения
(нисходящих движений). По третичным отложениям отсутствуют доста-
точно детальные геологические данные для суждения об особенностях
формирования складки. Распределение же мощностей четвертичных
отложений и дислоцированность террас позволили Ш. Д. Давлятову
высказать предположение о непрерывном росте складки «не в силу той
или иной фазы складчатости, а в результате длительного тектоничес-
ского развития, продолжавшегося в общем в одном плане, одновременно
с осадконакоплением мела и кайнозоя» (стр. 10).
Днепровско-Донецкая впадина. В складках южного крыла Днепров-
ско-Донецкой впадины, по данным М. В. Червинской (1954), основанным
на анализе детальных геологических материалов и электродиаграмм,
обнаруживается ряд несогласий в толще мезозоя (между триасом и юрой,
юрой и мелом, мелом и палеогеном); несогласия эти имеют преимуще-
ственно эрозионный характер и сопровождаются смещением сводов
складок. М. В. Червинская отмечает отсутствие явлений выклинивания
или постепенного уменьшения мощностей отдельных литологических
пачек, а также изменения фаций к сводовым частям поднятия в пределах
всех стратиграфических комплексов. Несогласия между мезозоем
и палеозоем, а также внутри толщи палеозоя (между пачками визе
и турне) являются более резкими и носят характер угловых несогласий.
В карбоне также отсутствуют явления выклинивания слоев или изме-
нения мощностей и фаций к сводам поднятия. На основании этих фак-
тов М. В. Червинская приходит к выводу, что рост складок на южном
борту Днепровско-Донецкой впадины не был непрерывным и что здесь
«эпохи спокойного осадконакопления» сменялись интенсивными текто-
ническими движениями. Иными словами, складки росли не одновре-
менно с осадкообразованием, как и в первом примере, а в периоды
общего подъема, когда происходит размыв.
Сопоставляя оба рассмотренных примера, в основе которых лежит
анализ детального материала, мы видим два типа соотношений между
глубинными движениями и дислокациями. В первом случае складко-
образование сопровождает нисходящие движения, во втором случае
оно проявляется только при восходящих движениях. Тем не менее
в обоих случаях сам процесс образования складок является дли-
тельным.
519
О ТЕРМИНОЛОГИИ
ТЕКТОНИЧЕСКИХ ДВИЖЕНИЙ
Тектонические движения можно различать по кинематическим
и динамическим признакам. Кинематические признаки определяются
траекториями и скоростями. Выше уже отмечалось, что тектонические
движения, в общем, обладают сложными траекториями. Можно предста-
вить движения вертикальные, восходящие, нисходящие, горизонталь-
ные, колебательные и волновые, а также медленные, быстрые (вспом-
ним детальную классификацию движений по этому признаку, предло-
женную Б. А. Федоровичем), непрерывные, прерывистые, ритмичные
и т. д. Все эти термины отражают некоторые кинематические особен-
ности движений и имеют право на существование в тех случаях, когда
соответствующими измерениями или анализом отложений (их струк-
туры и состава) выяснено существенное преобладание той или иной
компоненты движения или установлены его темп или ритмичность.
На примере современных движений, которые только и доступны непо-
средственным измерениям, было показано, что удовлетворительно может
быть изучена вертикальная компонента, реже горизонтальная, что
движения точек земной поверхности сравнивают, как правило, по
одной лишь вертикальной компоненте.
Представляется, что для движений геологического прошлого
о таких свойствах, как непрерывность, прерывистость, ритмичность,
можно говорить только, пользуясь очень грубыми допущениями о пря-
мой связи осадконакопления с тектоническими движениями. Действи-
тельно, такие явления, как непрерывность, прерывистость и ритмич-
ность разреза, могут стоять в связи с климатическими явлениями,
с эвстатическими колебаниями, а также с тектоническими движениями,
происходящими вне района седиментации. Очевидно, существование
некоторых из перечисленных кинематических типов движений нельзя
вообще доказать для геологического прошлого.
Опыт разделения тектонических движений по динамическому
признаку был приведен в предыдущем разделе. Это разделение было
весьма неполным вследствие неизученности глубинных процессов,
обусловливающих тектонические движения. Часто выделяют движения,
связываемые с различными гипотетическими процессами (например,
гляциопзостазия). Существует попытка разделять тектонические дви-
жения по глубинам, на которых протекают эти гипотетические процессы.
При этом исходят из допущения, что размеры структурных форм оса-
дочной оболочки соответствуют глубинам зарождения движений.
Получается, что синеклизы и антеклизы, имеющие поперечники 500—
1000 км, связаны с более глубокими очагами движений, нежели гео-
синклинали и геоантиклинали шириной 50—100 км. Так, В. Е. Хайн
(1964) выделяет среднемантийные, верхнемантийные, глубиннокоро-
вые, внутрипокровные и поверхностные движения. Одну из наиболее
интересных классификаций тектонических движений по динамическому
признаку предложил в 1956 г. Н. С. Шатский. Он выделил пять типов
движений: 1) субсидентные движения (оседания), вызванные измене-
ниями вещества Земли в глубоких оболочках, ведущими к уплотнению
вещества; 2) эмерсионные движения (поднятия), связанные с неизучен-
520
ними глубинными процессами; как пример результатов эмерсионных
движений рассматриваются поднятия Центральной Азии; эти движения
не связаны с предшествующими прогибаниями геосинклинального типа,
они развиваются в новых контурах; это обстоятельство доказывает
самостоятельность эмерсионных движений, независимость их от субси-
дентных, обусловленность обоих этих типов различными процессами;
3) квазиупругие движения (например, гляциоизостазия); 4) ундацион-
ные движения — поднятия и опускания сопряженных антиклинориев
и синклинориев, геосинклиналей и геоантиклиналей и т. д.; эти движе-
ния проявляются при накоплении больших мощностей осадков;
5) складки, связанные в основном с гравитационным скольжением.
Хотя некоторые из терминов Н. С. Шатского имеют явно «кинематиче-
ский» облик, в основу разделения движений им были положены пред-
ставления (часто весьма неясные) о процессах, вызывающих эти дви-
жения. В 1958 г. эта классификация была Н. С. Шатским несколько
упрощена — он выделял движения оседания, движения поднятия
и движения колебания (аналогично субсидентным, эмерсионным
и ундационным).
Весьма распространен подход, заключающийся в разделении
и наименовании тектонических движений, по результату к которому
они привели. В качестве примера можно привести термин и понятие —
«горообразовательные движения». Горы могут образоваться в результате
горообразовательных движений (например, в соответствии с контрак-
ционной гипотезой), могут быть результатом вертикальных восходящих
движений, они могут быть результатом колебательных волнообразных,
непрерывных, прерывистых, медленных и быстрых движений. Движе-
ния, образующие горы, могут быть вызваны разнообразными глубинными
процессами и процессами разной глубинности. Следовательно, понятие
«горообразовательного движения» не определяет ни кинематических, ни
динамических особенностей движения и не отвечает какому-либо классу
движений. Термин «горообразовательные движения» может обозначать
либо совокупность процессов, ведущих к образованию гор, либо кате-
горию (класс) движений, если предполагается, что образование гор
связано с движением, имеющим какую-либо определенную кинематиче-
скую характеристику. Так, одно время считалось, что образование гор
связано с тангенциальными (горизонтальными) движениями (Эли де
Бомон, Зюсс), затем высказывались предположения, что горы связаны
исключительно с вертикальными восходящими движениями (макроколе-
бания М. М. Тетяева). В этих двух случаях под горообразователь-
ными движениями следует подразумевать движения с различными кине-
матическими характеристиками.
Сделанные замечания касаются и других определений тектониче-
ских движений по их результатам (например, эпейрогенез, тафрогенез
и т. д.).
В понятия эпейрогенеза и орогенеза, введенные в 1890 г. на основа-
нии исследований в Скалистых горах их автором Г. Гилбертом
(G. К. Gilbert), вкладывался определенный кинематический смысл.
Под эпейрогеническими движениями Гилберт понимал движения широ-
кого охвата как восходящие, так и нисходящие, создающие континенты,
континентальные бассейны и океанические бассейны. Орогенез,
521
по Гилберту, — это поднятие более узких «географических волн», т. е.
горных форм.
Эти же термины, как обозначающие процессы, были приняты
Г. Штилле (1910, 1913, 1920, 1964) в таком смысле: эпейрогенез — это
движения широкого охвата, вековые и не изменяющие структуру,
а орогенез (Гилбертовское толкование этого термина Г. Штилле отвер-
гал) — движения, создающие дислокации (изменяющие структуру),
эпизодические. Складки и надвиги Г. Штилле считал эпизодическими
проявлениями (в то время не было еще данных о длительном развитии
этих структурных форм). Свои представления об орогенезе Г. Штилле
(1924—1964) формулирует в виде шести законов — закона одновремен-
ности орогенеза, закона одновременности орогенных форм (в одну
и ту же фазу могут образоваться все виды орогенных форм), закона
связи орогенных форм (одновременно образующиеся орогенные формы
образуют непрерывный ряд), закона восходящего орогенического дви-
жения (орогенез происходит при восходящем движении), закона един-
ства орогенных сил (боковое давление, имеющее глобальный характер),
закона обусловленности орогенных форм (тип складчатости опреде-
ляется складчатостью основания).
Указывая на существование случаев, когда эпейрогенез и орогенез
тесно переплетаются и трудно разделимы, когда процессы по типу стоят
на границе орогенеза и эпейрогенеза, но происходят во время орогениче-
ских фаз (например, образование глыбовых гор), Г. Штилле (1920,
1964) для обозначения этих процессов предлагает термин синорогенез.
Процессы орогенического типа в эпейрогенические периоды (дислока-
ции особо подвижных толщ, соляная тектоника) Г. Штилле (1921,
1964) именует синэпейрогенезом. Он считает, что закон времени оро-
генеза применим лишь условно к глубоко залегающим и весьма подвиж-
ным зонам Земли, а к еще более глубоким зонам он вообще неприменим.
В классификации движений М. М. Тетяева (1941), выделяющего
колебательную, складчатую и магматическую формы геотектогенеза
и сбросовую форму колебательных движений, и в аналогичной класси-
фикации В. В. Белоусова (1948), выделяющего колебательный, склад-
чатый, разрывный и магматический типы движения, разные классы
выделены по различным признакам — первый по кинематическому,
второй и третий по результатам процесса, четвертый по результатам
и характеру процесса. Такой разнобой признаков делает классы несо-
поставимыми и пересекающимися. Например, колебательный по своей
кинематической характеристике тип движений может привести к раз-
рывным дислокациям. Одни и те же движения и процессы одновременно
приводят как к образованию складок, так и к образованию разрывов;
следовательно, данная классификация не совершенна.
Под колебательными движениями В. В. Белоусов понимает вер-
тикальные движения земной коры, заключающиеся в ее поднятиях
и опусканиях. Складчатые движения в понимании В. В. Белоусова —
это пластическая деформация земной коры, приводящая к смятию
слоев в складки. Разрывные движения участвуют в образовании трещин
или разрывов, по которым может произойти относительное смещение
участков земной коры, но может и не произойти; магматические движе-
ния — в перемещении расплавленных масс сквозь земную кору.
522
Недостатком классификации В. В. Белоусова (1948) является изо-
лированное рассмотрение типов движений, выделенных при этом
искусственно. Так, например, складчатость и колебательные движения
представляют собой якобы самостоятельные независимые типы движе-
ний. Так, колебательные движения повсеместны и постоянны, складча-
тость же образуется лишь в некоторые эпохи и каждый раз на сравни-
тельно ограниченной территории. Тектонические разрывы, которые
всегда генетически связаны с плавными формами движений, в класси-
фикации В. В. Белоусова изолируются и выделяются в самостоятель-
ный тип, который как будто может существовать независимо от склад-
чатости. Горизонтальные крупного масштаба движения земной коры
в классификации вообще игнорируются.
В. Е. Хайн (1952) справедливо критикует классификацию тектони-
ческих движений В. В. Белоусова, а именно отмечает неправильность
выделения в ней типа «разрывных движений» и типа «магматических
движений», тогда как в действительности разрывы являются лишь
дислокациями, сопутствующими основным типам движений, а магма-
тизм представляет собой геологическое явление, связанное с проявле-
ниями тектонических движений различного типа.
Учитывая критику В. Е. Хайна, В. В. Белоусов в 1954 г. исключил
из своей классификации «магматические движения», не устранив,
однако, других ее недостатков. Хотя В. В. Белоусов и указывал, что
тектонические движения развиваются совместно в закономерных соче-
таниях и правильной последовательности и что тектонический режим
находит выражение в совокупности различных форм тектонических
преобразований, он тем не менее рассматривал каждый тип тектони-
ческих движений в отдельности. Тектонические движения, по В. В. Бе-
лоусову, — это не единый процесс, проявляющийся в деформации
земной коры, а лишь сочетание различных типов движений.
В. Е. Хайн (1964) выделяет три типа движений:
а) колебательные движения — нормальные к поверхности пульса-
ции, проявляющиеся одновременно, однозначно и с одинаковой ампли-
тудой на площади платформ и смежных геосинклиналей или даже
более обширной территории — вплоть до всей поверхности Земли
и сказывающиеся в ритмичноскачкообразном изменении положения
уровня Мирового океана относительно материковой массы;
б) волновые движения — характеризующиеся «возникновением со-
пряженных, синусоидально построенных зон поднятия и опускания
с закономерно изменяющейся амплитудой и длительно сохраняющимся
знаком перемещения, охватывающих всю земную поверхность и рас-
пространяющихся на значительную глубину» (стр. 33). Волновые дви-
жения создают глубинные волновые складки или волны. Заметим, что
по Г. Штилле (1913, 1964), эпейрогенез создает волновое движение боль-
шого радиуса, в котором волнами являются области седиментации
и континентальных сводов;
в) складчатые движения имеют своим следствием относительно
необратимые, относительно скоротечные, сравнительно мелкие и неглу-
бокие образующиеся в основном вследствие пластической деформации
изгибы «земной коры». Пластическая деформация проявляется у поверх-
ности или на глубине немногих километров.
523.
Нетрудно видеть, что изложенная классификация В. Е. Хайна
грешит тем же, что и рассмотренная ранее классификация В. В. Бело-
усова: типы движений устанавливаются не по результатам анализа
геологических структур. В результате получаются оторванные от при-
родной обстановки, изолированные от нее и друг от друга типы движе-
ний. Естественно, что такое разделение, не вытекающее из анализа
явлений природы, а навязываемое ей, не может принести пользу для
плодотворного решения геологических вопросов.
Искусственный характер разграничений типов движений, выде-
ленных В. Е. Хаиным, особенно ясно виден при сравнении приводимых
им признаков этих типов движений. Например, по В. Е. Хайну, колеба-
тельные и волновые движения имеют направление, нормальное к по-
верхности геоида, а складчатые — направление, параллельное или
под небольшим углом к поверхности геоида. Уже из одного этого видно,
что в классификации В. Е. Хайна складчатые движения противопоста-
вляются движениям других типов. По проявлению в пространстве,
амплитуде и знаку колебательные движения характеризуются повсе-
местностью проявления, однозначностью и одинаковой амплитудой,
волновые — повсеместностью проявления, закономерно и волнооб-
разно изменяющейся амплитудой и знаком, складчатые — локаль-
ностью проявления, изменчивой амплитудой и правильной сменой
знака. Сравнение этого признака также показывает, что классификация
В. Е. Хайна искусственно разграничивает типы движения и совер-
шенно оставляет в стороне вопросы их кинематического и динамического
единства. Кроме того, выделение колебательных движений как универ-
сальных пульсаций Земли вообще не подтверждено фактами.
Своеобразно понимает орогенические и эпейрогенические движения
М. В. Муратов (1949), который рассматривает их как вертикальные
колебательные движения двух различных родов: первые вызывают обра-
зование геоантиклиналей и геосинклиналей, вторые — образование
синеклиз и антеклиз. Таким образом, термин «орогенез» в понимании
М. В. Муратова не включает складкообразования, а орогенез и эпейро-
генез разграничиваются в пространстве.
М. В. Муратов говорит также о третьей категории колебательных
движений, охватывающих одновременно геосинклинальные и платфор-
менные области. Соотношения между колебательными движениями
третьего типа и первых двух типов остаются в изложении М. В. Мура-
това неясными.
Классификация движений, предложенная М. В. Муратовым
в 1949 г., близка к той предварительной классификации движений, кото-
рая была изложена еще в 1939 г. Н. С. Шатским и включала движения
следующих типов:
1) эпейрогенические движения (в узком смысле слова), захваты-
вающие огромные сегменты Земли, объединяющие как платформы,
так и геосинклинали или части их;
2) движения, создавшие на платформах плоские прогибы типа
синеклиз и плоские поднятия;
3) движения орогенические — в узком смысле слова, с которыми
связано образование частных геосинклинальных прогибов и поднятий
в геосинклинальных зонах;
524
4) движения складкообразовательные, усложняющие структуры
орогенического типа.
Движения первых типов в классификации Н. С. Шатского, воз-
можно, имеют различный генезис и по-разному связаны с глубинными
процессами, совершающимися в Земле.
Помимо указанных здесь типов движений, в геологической литера-
туре можно встретить выделение иных типов, соответствующих более
или менее частным или искусственно выделяемым случаям. Так,
В. Е. Хаиным ранее выделялись осцилляционные движения. Эти дви-
жения: а) совершаются однозначно на всем земном шаре или на всей
территории континентальных массивов; б) протекают прерывисто,
скачкообразно, обладают известной периодичностью; в) совершаются
попеременно; г) сохраняют постоянную амплитуду; д) перемещают
массы в вертикальном направлении; е) структурно безразличны.
Л. Кобер называет океаногенезом или талассогенезом движения,
приводящие к образованию океанических впадин. А. Вегенер именует
движения, заключающиеся в горизонтальном перемещении материков,
эпейрофорезом. Движения, приводящие к образованию крупных гра-
бенов типа африканских разломов, Э. Кренкель называет тафрогенезом
и т. д.
О ТЕМПЕ И ПЕРИОДИЧНОСТИ
ТЕКТОНИЧЕСКИХ ДВИЖЕНИЙ
ГЕОЛОГИЧЕСКОГО ПРОШЛОГО
О КАТАСТРОФИЧЕСКИХ ФАЗАХ
СК Л АД ЧАТО СТИ
Изучение осадочной толщи позволяет восстановить знак вертикаль-
ной компоненты движений, но, как правило, не дает однозначного
решения вопроса о темпе движений геологического прошлого и их пе-
риодичности. Вспомним, что накопление слоя можно истолковать или
как быстрый или как медленный процесс, или как процесс, сопряжен-
ный с тектоническими движениями или независимый от них, что рит-
мичность разреза можно связать с тектоническими причинами или
с явлениями, независимыми от тектонических движений. Эта «свобода»
выбора вариантов истолкования разреза ведет к возможности на основе
одних и тех же данных выработать разнообразные и противоречивые
представления о темпе и периодичности тектонических движений.
До сих пор очень широко распространены представления, разгра-
ничивающие во времени глубинные движения и их дислокационные
результаты или, иными словами, эпейрогенические и складкообразу-
ющие движения.
Так, Г. Штилле (1913, 1964) писал о тектонической эволюции
Земли (седиментация, эпейрогенез) и об эпизодических процессах,
прерывающих эволюцию и приводящих к полному перевороту условий,
т. е. о тектонической революции Земли. К ней Г. Штилле относил склад-
чатость, которая в его представлении сводилась к кратковременным
эпизодам. Так, по его мнению, история Земли слагается из длительных
эпейрогенических периодов и коротких (катастрофических) орогениче-
ских (складкообразовательных) фаз. Орогенические катастрофы не
обусловливаются предыдущим ходом развития геологических структур
525
земной коры, а являются самостоятельными эпизодами. Г. Штилле
разработал «канон орогенических фаз», включающий 30 фаз, обязатель-
ных для всего земного шара.
Согласно Г. Штилле (1920, 1964, стр. 78), «всякая настоящая склад-
чатость, в том числе складчатость сбросово-складчатых и глыбовых гор,
протекала в относительно немногие и узко ограниченные во времени
фазы, имевшие глобальное распространение». Введенное в 1923 г.
Г. Штилле понятие синэпейрогенеза представляет первую серьезную
брешь в его каноне, поскольку этим самым признается возможность
развития орогенических (дислокационных) процессов в анорогенные
периоды. Вторая серьезная брешь в каноне Штилле появилась в связи
с его работой о современном тектоническом состоянии Земли (Штилле,
1935, 1964). Ранее Г. Штилле считал современную эпоху анорогенной.
Наблюдения в Калифорнии (сброс Сан-Андреас и др.) склонили его
к мысли, что современная эпоха приходится на фазу орогенеза, длитель-
ность которой оценивается в 250—300 тыс. лет; нынешнее же время
приходится на катастрофический период в эпоху его затухания. В этих
представлениях фаза уже приобретает значительную длительность
и определенную «структуру», слагаясь из главного акта и затухания
(завершающего акта).
Если сам Штилле вводит в свое понимание орогенических фаз
ряд оговорок, то его последователи часто принимают канон орогениче-
ских фаз безоговорочно. Такое ортодоксальное признание фаз Штилле
приводило к тому, что в ряде случаев вместо конкретного изучения пере-
рывов и несогласий и выяснения их подлинного геологического содер-
жания они приспособлялись к канону Штилле, подводились под руб-
рику соответствующей фазы мирового значения. В результате вместо
выявления путем анализа конкретных структурных форм особенностей
их роста и соотношений с другими структурными формами образование
складчатости объяснялось орогеническими фазами. Такого рода текто-
нические исследования не способствовали расширению и углублению
научных представлений о генезисе геологических структур, а, наоборот,
вели к искажению действительных природных соотношений.
«Канон орогенических фаз» находил поддержку в работах В. В. Бе-
лоусова (1948). «Продолжительность одной фазы, — говорил он, —
исчисляется, вероятно, несколькими сотнями тысяч лет, но этот проме-
жуток настолько ничтожен по сравнению с ощутимыми в геологическом
разрезе отрезками времени, что он фиксируется в земной коре как
мгновенный акт» (стр. 345—346). В качестве доказательства «мгновен-
ности» фаз В. В. Белоусов приводил примеры, в которых угловое несо-
гласие было связано с очень коротким стратиграфическим перерывом.
Характерно, что указываемые Белоусовым все три примера относятся
к зарубежным территориям — к Нижней Силезии, Саарской области
и Пиренеям. Штиллеанство и неокатастрофизм были еще в 1939 г.
охарактеризованы М. И. Варенцовым как реакционные течения в гео-
логии, идущие в разрез с фактической стороной дела. «Современные
неокатастрофисты-штиллеанцы, — писал М. И. Варенцов, — тоже
понимают революцию в природе как всеобщие губительные катастрофы,
мгновенно охватывающие весь земной шар, между которыми развития
органического мира как бы нет, нет борьбы и складкообразовательных
526
движений, а потом снова наступает «революция», происходит ката-
строфа, все гибнет, а затем после такой «революции» будто бы все вновь
зарождается, создается совершенно иной мир фауны и флоры, якобы
не имеющий никакой связи и преемственности с прошлым» (Варенцов,
1939). М. И. Варенцов был, конечно, прав в своей суровой оценке штил-
леанства, но под штиллеанством следовало понимать не столько предста-
вления самого Г. Штилле, сколько работы его последователей — орто-
доксов.
Уже на протяжении многих лет советскими геологами, работа-
ющими в складчатых и платформенных областях Союза, устанавли-
вается, что канон орогенических фаз не отвечает природным соотно-
шениям.
Еще в 1934 г. Н. Б. Вассоевич, принимавший тогда «орогенное
правило» (а не закон) времени Штилле, тем не менее пришел к следу-
ющим выводам, по существу находящимся в резком противоречии
с «законами» Штилле:
1) нельзя считать, что орогенез проявляется на всем земном шаре
одновременно в одни и те же относительно мелкие единицы геологиче-
ского летоисчисления и при этом с более или менее одинаковой силой
(в одних областях проявляется сильней одна фаза, в других — другая;
местами же фазы и совсем не проявляются);
2) нельзя считать, что фазы протекают геологически мгновенно
и всегда на рубеже веков (горизонтов). Гораздо естественней думать, что
структурные дислокации (например, складкообразование) захватывают
также и определенные и порой длительные интервалы времени;
3) нельзя считать, что число орогенических фаз ограничено. Мы
вынуждены по мере изучения только Кавказа вводить понятия о новых
фазах. Собственно говоря, почти между всеми горизонтами неогена,
как мэотис, понт, киммерий, акчагыл, апшерон и т. д., мы имеем уже
по орофазе и даже начинаем находить их уже внутри горизонтов».
Штиллевское понимание орогенических фаз подверглось наиболее
последовательной критике со стороны Н. С. Шатского (1940), впервые
отчетливо сформулировавшего представления о длительности процесса
складкообразования.
Так, Н. С. Шатским было доказано, что угловые несогласия не
свидетельствуют о катастрофических «фазах складчатости». Несогласия
или орогенические фазы представляют не новые и определенные моменты
складчатости, а лишь отдельные кадры, если можно так сказать, выхва-
ченные эпейрогеническими движениями из медленно и непрерывно
изменяющегося процесса складкообразования. Далее им было уста-
новлено, что складкообразование, так же как и эпейрогенические движе-
ния, представляет явление длительное, медленно развивающееся и со-
измеримое по скорости с осадконакоплением. Орогенез и эпейрогенез
одновременны и тесно связаны друг с другом; между типичными ороге-
ническими и эпейрогеническими движениями существуют переходы.
В тектонических движениях следует различать не две категории,
а большой ряд движений, переходящих друг в друга по простиранию
и по вертикали.
Такая постановка вопроса о медленности орогенеза (складкообра-
зования) и о единстве эпейрогенеза и орогенеза дала толчок к переходу
527
от изучения складчатых структур главным образом с точки зрения
геометрической формы изгибов слоев к более полному изучению, вклю-
чая изменения мощностей и литологического состава, что сыграло
большую роль для практики геологоразведочных работ и поисков
полезных ископаемых. Новое представление побудило также изучать
перерывы и несогласия как документы геологического развития кон-
кретных структурных форм, а не видеть в них лишь свидетельства про-
явления «орогенических фаз». Однако эти новые представления вначале
привели к другой крайности — к отрицанию скачков и признанию
во всех случаях спокойного, плавного хода тектонических движений,
не сопровождаемого качественной перестройкой структуры.
Непрерывность тектонических движений во времени и в простран-
стве была установлена также В. И. Поповым на основании геологиче-
ских наблюдений в Средней Азии. Им показана одновременность оро-
и эпейрогенеза, в частности, постепенный, одновременный с осадко-
образованием рост складок на фоне общего прогибания. В. И. Попов
(1940) считает, что нет оснований ограничивать длительность тектониче-
ского процесса угловыми несогласиями; он распространяет его также
на время, соответствующее согласному отложению осадков в промежут-
ках между образованиями угловых несогласий.
Непрерывность тектонических движений доказана для внутренних
частей Большого Кавказа, где она оспаривалась многими исследовате-
лями. Н. Н. Ростовцев на основе изучения нижнеюрских и более
молодых отложений восточной части Большого Кавказа пришел к вы-
воду, что «все известные контакты резких несогласий исчезают иногда
на очень близких расстояниях, измеряемых нередко только несколькими
десятками километров. Таким образом, на общем фоне складчатости
Кавказа все известные орогенические фазы не являются датами воз-
раста складчатости, как это еще принято считать, а характеризуют собой
окончание формирования зон накопления осадков и переход их в гео-
антиклинали. Процесс же складкообразования является, по-видимому,
непрерывно действующим» (Ростовцев, 1948, стр. 68).
Изживание представлений о «мгновенных» тектонических фазах
было проиллюстрировано Я. Н. Белевцевым на примере Криворожской
метаморфической полосы. Им указывается, что первые тектонические
схемы Криворожского бассейна исходили из представления об одно-
фазном формировании структур. С 1939 г. до начала пятидесятых
годов принимались четыре тектонические фазы, чередующиеся с перио-
дами спокойствия. Последние материалы указывают на «непрерывно-
прерывистое течение тектонических процессов», причем фаза пони-
мается как «революционный подъем тектонического процесса, который
совершается на фоне непрерывного течения процессов складкообразо-
вания» (Белевцев, 1953, стр. 1013).
В. Е. Хайн (1950) рассматривает ряд примеров, когда увлечение
каноном фаз приводило к крупным стратиграфическим ошибкам. Так,
«на Малом Кавказе возраст широко распространенного горизонта квар-
цевых порфиров долгое время считался верхнелейасовым преимуще-
ственно на том основании, что этот горизонт отделен от вышележащей
вулканогенной толщи перерывом и несогласием, параллелизовавши-
мися с так называемой донецкой фазой, проявившейся в верхах лейаса.
528
Между тем согласно новейшим фаунистическим находкам возраст этих
кварцевых порфиров должен быть признан верхнебайосским, а несогла-
сие в их кровле — приуроченным к границе байоса и бата. . .» (стр. 40).
Неприменимость канона Штилле установлена исследованиями в Тад-
жикской депрессии (Захаров и Бергер, 1951), где значительные движе-
ния приурочены к середине датского века, что не предусмотрено
штиллевским каноном.
Постановка вопроса о фазах складчатости (не как о катастрофах,
а как об усилениях непрерывного тектонического процесса, как о скач-
ках в этом направленном процессе) стала возможной благодаря работам
советских геологов, доказавшим непрерывность складкообразования
и его одновременное развитие с осадконакоплением. Установление этого
важного факта совершенно не означает, что процесс складкообразова-
ния является только непрерывным и спокойно эволюционирующим.
Этот процесс, несомненно, полон внутренних противоречий, разреша-
ющихся скачкообразными качественными изменениями. Установление
непрерывности складкообразования имеет большое принципиальное
и методическое значение: оно позволяет отказаться от признания мгно-
венных и всемирных тектонических фаз и дает возможность геологу
использовать метод научного исследования непрерывно-прерывистого
процесса тектогенеза путем анализа изменения слоев осадочных пород
в связи с образуемыми ими структурами.
О ТЕКТОНИЧЕСКОЙ ФАЗЕ КАК О СЛОЖНОМ
И ДЛИТЕЛЬНОМ ГЕОЛОГИЧЕСКОМ ПРОЦЕССЕ
Установление непрерывности складкообразования позволило по-
новому подойти к вопросу о тектонических фазах и рассматривать их
как сложный и длительный геологический процесс. Высказывались
взгляды относительно того, что периоды относительного ослабления
тектонических движений Земли чередуются с периодами усиления
тектонической активности (тектонические фазы). Однако за тектониче-
скими фазами, как правило, признавалась геологически измеримая
длительность, а сами фазы понимались не как катастрофы, по существу
не связанные с историей развития Земли, а как сложно построенные
этапы усиленного тектонического развития и качественной перестройки
структуры.
Остановимся на представлениях о тектонических фазах, развивав-
шихся Н. М. Страховым, М. А. Усовым, В. Е. Хаиным, Н. С. Шатским,
И. П. Жабревым и С. Н. Бубновым.
Н. М. Страхов (1948, т. I, стр. 142), называя «орогенической фазой»
складкообразовательные движения, зафиксированные угловым несо-
гласием, признает за фазами измеримую геологическую длительность
и рассматривает фазу как «цепь отдельных толчков, мелких подвижек,
«скачков» типа тех перемещений, какие сопровождают каждое современ-
ное землетрясение». Такое представление о тектонической («орогениче-
ской») фазе не может быть признано полным, так как в нем не учиты-
вается одновременность складкообразования и осадкообразования
и фазы опять же приурочиваются только к угловым несогласиям.
М. А. Усов (1945) приводил иные, более сложные по сравнению
с высказанными Н. М. Страховым представления о фазах тектогенеза.
34 Заказ 206.
529
По М. А. Усову, «цикл» тектогенеза (без возвращения к исходному поло-
жению, а с развитием по спирали) состоит из длительного эволюцион-
ного периода, заканчивающегося складчатостью, которая определяет
основную структуру и тектонику земной коры. Эволюционный период
не всегда спокоен; он прерывается небольшими революционными
вспышками складчатости или эпохами эффузивного вулканизма.
Фаза тектогенеза, по М. А. Усову, состоит из этапа сжатия, когда
образуется складчатость, и этапа расширения, сопровождающегося
поднятиями «крупных зон поверхности с параллельными обрушениями
и вулканическими процессами». М. А. Усов отмечает, что перед обру-
шением в этап расширения «уже успели образоваться предельные
равнины, обрезаемые сбросами грабенов. . .». Таким образом, фаза
тектогенеза рисуется М. А. Усовым как длительный процесс (см.
табл. 12); например, этап расширения альпийского цикла тектогенеза
в его представлении «захватил, по-видимому, весь четвертичный период
и кажется еще не закончился к настоящему времени».
Таблица 12
Формы движений
основные
специальные
Эволюционный перпод с пульсациями
сжатия и расширения
Цикл эффузивного вулканизма и под-
фаза тектогенеза
Фаза тектогенеза с этапами сжатия Цикл интрузивного вулканизма
и расширения и этапы макроколебаний с эффузивным
вулканизмом
В другой работе (1938) М. А. Усова имеется такое определение:
«фаза складчатости имеет сложный характер: она состоит из ряда эта-
пов сжатия, формирующего складки, диагенетизирующего породы
и вызывающего их рассланцовку, и из промежуточных этапов расшире-
ния, во время которых проявляется магматический процесс. Поэтому
фазы складчатости лучше называть фазами вообще тектогенеза»
(стр. 19). Мысль М. А. Усова о длительности и сложности строения
тектонических фаз по существу правильна, но сами представления о фа-
зах остаются гипотетической схемой, так как они не основаны на ана-
лизе развития конкретных структурных форм. Схематичность предста-
влений М. А. Усова тесно связана с признанием им повсеместности
проявления одновременных тектонических фаз, что опровергается
анализом геологического развития крупных территорий.
Согласно В. Е. Хайну (1950), фазы складчатости представляют
просто фазы повышенной тектонической активности, проявляющиеся
в самых разнообразных формах (ускорение вертикальных движений,
складчатость, разрывообразование, землетрясения, интрузии). Текто-
нические движения в замедленной форме продолжаются и вне рамок
фаз. Положительной стороной высказываний В. Е. Хайна является то,
что он представления о фазах как о периодах усиления тектонической
.530
активности выводит из наблюдений над третичными складками Апшерон-
ского полуострова, т. е. из анализа конкретного материала.
Н. С. Шатским (1951) дано новое, более совершенное толкование
понятия тектонической или орогенической фазы. Под тектонической фа-
зой он понимает весьма длительные движения, изменяющие и усложня-
ющие геологическую структуру, причем «длительное нарушение интен-
сивности складчатости приводит к быстрому качественному изменению
структуры». Само складкообразование представляет длительный, измен-
чивый процесс. «Время усиления складкообразования представляет
собой лишь время убыстрения процесса, а не является каким-либо
особым моментом складчатости, связанным с движениями, отличными
по своей природе от движений в периоды умеренного роста складок»
(стр. 48). Узловыми моментами в развитии складчатых структур
Н. С. Шатский считает времена резких качественных изменений струк-
туры, а не фазы усиления движений. Складкообразование, по Н. С. Шат-
скому, «совершается все время то усиливаясь, то замедляясь, то распро-
страняясь на большие пространства коры, то сосредоточиваясь в узких
пределах» (стр. 50).
Перерывы, в том числе региональные перерывы, сопровожда-
ющиеся несогласием, — как считает Н. С. Шатский, — не имеют
какого-либо особого значения в развитии.процесса складкообразования
«даже в том случае, если в это время можно доказать убыстрение склад-
кообразования». Качественные изменения в развитии складчатой струк-
туры, по Н. С. Шатскому, наступают вследствие изменений механиче-
ских условий деформации. «Под влиянием тангенциальных движений
образовались «открытые» плоские складки, которые с течением времени
становились все круче и круче (возрастание интенсивности складча-
тости), до тех пор, пока они не превратились в «закрытые» пережатые-
формы. Сжатая «закрытая» складчатость, оказывая более сильное сопро-
тивление складкообразовательному движению, в дальнейшем не могла
развиваться по старому плану, и потому в последующее время движения
не только продолжали увеличивать интенсивность каждой формы ста-
рой складчатости, но и, кроме того, смяли складчатый комплекс
в целом в ряд других складок, новых по числу, форме и взаимному
расположению (скачкообразный переход к новому качеству складча-
тости, к новому структурному плану» (стр. 52).
Близкие к изложенным представления о тектонических фазах
в очень общем виде сформулированы И. П. Жабревым (1954, стр. 18),
связывающим фазы со структурными этажами. Каждый выделяемый
структурный этаж он связывает с фазами тектогенеза. «В течение каж-
дой фазы идет неравномерное во времени накопление отдельных
количественных признаков, которые за относительно небольшой, но
вполне измеримый в геологических масштабах промежуток времени
выливаются в формирование новых по своему качеству структурных
единпц».
Как указывает С. Н. Бубнов (1958 г.), тектоническая фаза должна
пониматься как довольно длительное явление. Он ссылается на изуче-
ние карбона Нижнесилезского бассейна, где на границе вестфальского
и стефанского ярусов была установлена астурийская фаза. Однако
угловое несогласие имеется не везде; несогласие наиболее заметно на
34*
531
краях бассейна, а в центре бассейна только смена сланцев грубозерни-
стыми отложениями указывает на изменение режима. Другими данными
устанавливается, что эта фаза длилась более 1 млн. лет и не была одно-
временной даже в пределах одного бассейна. Фазу С. Н. Бубнов рас-
сматривает не как единичный толчок, а как активный эпизод в развитии
Земли. Орогенический толчок, по С. Н. Бубнову, происхоит при раз-
рядке напряжений. Деформация в прочных и хрупких телах происходит
позже и проявляется прерывисто, в более мягких начинается раньше
и может существовать дольше. Поэтому «фаза точного временного зна-
чения не имеет и иметь не может».
Хотя представления о тектонических фазах формулируются, уточ-
няются и совершенствуются, тем не менее еще очень мало исследован
процесс складкообразования во времени в его конкретном виде. Устана-
вливая, что фаза является усилением тектонических процессов или
качественной перестройкой структуры, мы тем самым даем лишь поня-
тие о фазе, не раскрывая, однако, его конкретного содержания.
Исследований же, выясняющих изменения темпа тектонических
движений во времени, было проведено очень мало и пока на очень
несовершенной методической основе. Рассмотрим эти исследования.
В. Е. Хайн, основываясь на данных И. И. Потапова, показал, что
на Апшеронском полуострове рост складок в течение века продуктивной
толщи «отнюдь не был равномерным, — он испытывал то резкое ускоре-
ние, то значительное замедление, что наблюдалось одновременно для
большей части складок. Эти изменения темпа роста поднятий совпадали
с изменениями общих (максимальных) мощностей осадков и их литоло-
гического, в частности, гранулометрического состава. В периоды нако-
пления глинистых или регионально маломощных осадков развитие
складок было замедленным; оно ускорялось с отложением песчано-гли-
нистых горизонтов и достигало наибольшей скорости во время накопле-
ния песков, особенно грубых песков с прослоями галечников как в сред-
нем отделе продуктивной толщи» (Хайн, 1950, стр. 28).
Поскольку отложение грубозернистых осадков отражает усиление
роста региональных поднятий, В. Е. Хайн делает вывод о том, что
с усилением поднятия усиливается и рост складок, а с ослаблением
поднятий — ослабляется. «Итак, — пишет он, — развитие складок
Апшеронского полуострова в своем неравномерном течении обнаружи-
вает полную согласованность с ходом колебательных движений»
(стр. 29). Основываясь на этом примере и подкрепляя его рядом лите-
ратурных ссылок, В. Е. Хайн для области развития так называемой
«прерывистой» складчатости (термин В. В. Белоусова) приходит к сле-
дующим заключениям:
а) рост складок прерывистого типа является весьма длительным
(миллионы, десятки миллионов лет) и неравномерным процессом.
Этот рост обнаруживает смену ускорений замедлениями, даже останов-
ками, причем фазы ускоренного развития являются более короткими,
чем фазы замедленного развития *;
* Следует отметить, что периодичность в действии грязевого вулканизма,
устанавливаемая Б. А. Гориным (1951), показывает, что периоды усиления грязе-
вулканической деятельности, а следовательно, тектонической активности, более
длительны, чем периоды покоя.
532
б) изменения интенсивности роста складок сопряжены с более
общими вертикальными движениями данной области;
в) усиленный рост локальных поднятий в фазы общего воздымания
приводит к перерыву осадконакопления и к размыву сводов этих подня-
тий (таким образом, возникают угловые несогласия);
г) фазы наиболее интенсивного роста прерывистых складок совпа-
дают с «фазами складчатости» в смежных геосинклинальных зонах.
Переходя от «прерывистых» складок, образующихся в области
преобладающего прогибания, к линейной складчатости складчатых зон,
В. Е. Хайн указывает на ряд примеров, когда угловые несогласия соот-
ветствуют весьма узким стратиграфическим пределам: угловое несогла-
сие 35° между титоном и нижним валанжином в бассейне р. Гильгин-
чай, резкие несогласия между кампаном и Маастрихтом у Кировабада,
несогласие между нижним келловеем и батом в Абхазии и т. д. «Во всех
этих и подобных случаях, — пишет В. Е. Хайн, — продолжительность
перерыва и приуроченного к нему складкообразования измеряется сот-
нями тысяч или немногими миллионами лет, т. е. относительно корот-
кими по сравнению со временем отложения подстилающих и перекры-
вающих толщ промежутками времени» (стр. 32).
Поскольку линейные складки «образуются на фоне господства под-
нятий, преобладания размыва над накоплением», осадки, отвечающие
времени образования складок, «в подавляющем большинстве случаев
должны были подвергнуться размыву, если только они вообще отлага-
лись» (Хайн, 1950, стр. 33). Таким образом, В. Е. Хайн, считает, что
усиление складкообразования отвечает усилению общего поднятия.
Такая точка зрения, как это будет видно ниже, близка к выводам
В. И. Попова об особенностях роста складок Средней Азии.
Исследования В. Е. Хайна представляют большой интерес. Однако
следует обратить внимание на некоторые противоречия (данные по
грязевулканической деятельности), позволяющие брать под сомнение
основной вывод относительно кратковременности фаз ускоренного
развития. Кроме того, нельзя согласиться с выводом, что угловые несо-
гласия возникают в результате усиленного роста локальных поднятий.
Угловые несогласия могут возникать при любых темпах роста, как это
было показано выше. Наконец, следует отметить, что складки Апшерон-
ского полуострова растут одновременно с накоплением осадков, причем из
материалов В. Е. Хайна следует, что при формировании более мощных
песчаных толщ складки растут быстрее, а при формировании менее мощ-
ных толщ медленнее. Таким образом, устанавливается скорее всего
связь темпа складкообразования с темпом погружения. Возможно,
что периоды усиления складкообразования совпадают с периодами
усиления поднятия в области Кавказского хребта, как это считает
В. Е. Хайн, но это трудно доказать, тем более, что происхождение
песчаного материала, который рассматривается как свидетельство
таких поднятий, может быть, вообще говоря, и не связано с кавказ-
скими источниками сноса.
В 1940 г. А. Джанелидзе на основании исследований в Раче при-
шел примерно к таким же выводам о неравномерном росте складок,
к каким пришел В. Е. Хайн, в отношении Апшеронского полуострова.
На основании оценки фаций и мощностей А. Джанелидзе отмечает связь
533
между общими поднятиями и образованием складок. В Окрибе и в Ра-
чинской синклинали в течение лейаса и байоса происходило медленное
погружение с накоплением мощных толщ осадков. В начале батского
века произошли образования складок и поднятие, которое вскоре
снова сменилось погружением. Поднятия имеют характер сравнительно
короткого толчка в процессе длительного погружения. Складкообразо-
вание, связанное с этими поднятиями, мы должны рассматривать тоже
как относительно кратковременный «пароксизм». Вместе с тем А. Джа-
нелидзе признает возможным, что складки развивались в процессе
медленного поднятия, длившегося в течение всего батского времени
и позже. А. Джанелидзе приходит к следующим выводам:
а) складкообразование имеет характер более или менее кратко-
временного пароксизма;
б) складкообразование связано с поднятием и регрессией. Поэтому
возраст фазы определяется главным образом периодом регрессии,
а также периодом последующей трансгрессии;
в) несогласие не может служить критерием для определения воз-
раста фазы, так как сохранившиеся ниже поверхности несогласия
регрессивные осадки будут моложе основных складкообразовательных
движений.
Оценивая выводы А. Джанелидзе и В. Е. Хайна, следует как поло-
жительное отметить то обстоятельство, что эти исследователи стремились
установить определенную прямую связь складкообразования и размаха
вертикальной компоненты глубинных движений. Правда, формы этой
связи изучены ими только для двух случаев, а, вообще говоря, могут
быть и иными. Отметим, что зависимость складкообразования от глу-
бинных движений подтверждается данными по закономерному рас-
положению малых структурных форм по отношению к вмещающим
крупным структурным формам в условиях как платформенных, так
и геосинклинальных областей. Сошлемся на рассмотренные выше
работы А. П. Карпинского и Н. С. Шатского, устанавливающие зави-
симость расположения и развития платформенных складок от очертаний
и геологической истории формирования вмещающих их синеклиз,
а также аналогичные закономерности, установленные для соляноку-
польных районов (Косыгин, Швембергер, Никитина, 1948).
Но если развитие малых форм определяется развитием крупных,
то естественно, что неравномерный и прерывистый характер глубинных
движений, осложненных ускорениями и замедлениями, остановками,
а также, возможно, временной переменой знака находит отражение
в ходе и темпе формирования складчатости. Для исследования темпа
тектонических движений в различных условиях необходима разра-
ботка методики, которая пока отсутствует.
ПРОБЛЕМА ПОВСЕМЕСТНОГО
ИЛИ РЕГИОНАЛЬНОГО РАСПРОСТРАНЕНИЯ ТЕКТОНИЧЕСКИХ ФАЗ
Представления о повсеместном (планетарном) распространении
тектонических фаз не были основаны па строгом анализе фактов, а явля-
лись по существу умозрительными. Накопленный к настоящему времени
материал позволяет считать, что складкообразование проявлялось
534
в региональном масштабе в зависимости от условий развития крупных
структурных элементов, а не имело общепланетного распространения.
Это хорошо увязывается с современными данными о неоднородности
строения осадочной оболочки. Многие ученые, однако, отстаивали
и отстаивают точку зрения о повсеместном распространении тектони-
ческих фаз.
Так, М. А. Усов признавал всеобщее мировое значение тектониче-
ских фаз, усматривая в этом единство ритмичного процесса развития
земли.
М. К. Коровин (1950) установил, что выделенные М. А. Усовым
в Западной Сибири и распространенные на весь земной шар фазы в дей-
ствительности имеют лишь региональное значение. М. К. Коровин
указывал (стр. 87), что М. А. Усовым «геотектонической шкале мест-
ного значения без необходимого исчерпывающего фактического мате-
риала присвоено всеобщее значение, исходя только из теоретических
соображений». М. К. Коровин, критикуя воззрения ряда зарубежных
ученых о всеобщности тектонических фаз, указывает, в какой безвыход-
ный тупик приводит такая концепция, если ей логически следовать.
«По мере расширения геологических исследований во всех странах, —
пишет М. К. Коровин (1950, стр. 76). — количество эпох и фаз текто-
генеза в истории Земли стало быстро нарастать, а революционные
этапы все более сгущаться». Таким образом, стратиграфическая шкала
может быть до конца заполнена фазами тектогенеза. «Все эти фазы
и эпохи тектогенеза зарубежные ученые стремятся втиснуть в рамки
Международной геохронологической шкалы».
Анализируя фактические данные по распространению тектониче-
ских движений, М. К. Коровин приходит к выводу (1950, стр. 77),
что «признание за каждой эпохой тектогенеза всеобщего значения не
соответствует историческим фактам». «Очевидно, — пишет далее он, —
очень сложный состав и очень сложное строение земной коры являются
причиной того, что многочисленные фазы и даже эпохи диастрофизма
имеют узкое местное значение» (стр. 77).
Вместе с тем М. К. Коровин признает всеобщность крупных геотек-
тонических циклов — альпийского, тихоокеанского, варисцийского,
каледонского, салаирского и др. Им принимается, в частности, повсе-
местность салаирского цикла, наиболее хорошо проявляющегося
в Западной и Восточной Сибири. В подтверждение он приводит следу-
ющие факты: 1) наличие соленосной толщи в верхнем кембрии Север-
ного Индостана и красноцветной толщи в верхнем кембрии Гималаев;
2) отсутствие верхнего кембрия на Южном Урале и Новой Земле;
3) отсутствие верхнего кембрия в Богемском массиве и испанской
Мезетте; 4) перерывы в отложениях и несогласия в разрезах кембрия
Великобритании и Скандинавии; 5) перерывы и несогласия в разрезах
кембрия в Аппалачах.
Размеры областей, в которых развитие в пределах геотектониче-
ского цикла идет одинаково (в смысле единства фаз), могут быть очень
невелики (например, Донбасс, северная или южная зона Кузнецкого
Алатау, Кузбасс и др.). «Геотектонические процессы в каждом само-
стоятельном регионе имели много индивидуальных элементов, прису-
щих только данному региону» (Коровин, 1950, стр. 80).
__________________________________________________________535
Все о геологии
http://geo.web.ru/
Таким образом, нельзя считать доказанным повсеместность и одно-
временность проявления даже такой крупной единицы, как геотектони-
ческий цикл. Действительно, приводимые М. К. Коровиным доводы
в пользу всемирного значения салаирского цикла говорят только о на-
личии тектонических движений в кембрии в разных частях света, что
можно было бы доказать для любого другого периода, но не позволяют
проследить салаирский цикл как таковой (т. е. определенный закончен-
ный тектонический этап) где-либо за пределами Азии.
В. Е. Хайн (1950), наряду со справедливой критикой «орогенного
закона времени» Г. Штилле, отстаивает существование тектонических
эпох общепланетного распространения. В. Е. Хайн указывает, что
«орогенный закон времени, во всяком случае, в формулировке Штилле
не имеет под собой почвы и должен быть оставлен. Не спасет его и по-
правка, внесенная В. X. Букером и поддержанная М. А. Усовым,
П. Фурмарье и некоторыми другими исследователями, заключающаяся
в том, что данный закон действителен лишь для наиболее крупных глав-
ных фаз и не оправдывается более мелкими, второстепенными» (Хайн,
1950, стр. 39). Тем не менее В. Е. Хайн стремится приписать повсе-
местность распространения иным мелким тектоническим временным
подразделениям. Так, он выделяет в альпийском цикле (эре) семь текто-
нических эпох «общепланетного распространения»: 1) киммерийская
(конец триаса — начало юры), 2) донецкая (конец лейаса — начало
доггера), 3) андийская (верхняя юра), 4) австрийская (конец апта —
начало турона), 5) ларамийская (конец мела — начало палеогена),
6) пиренейская (конец эоцена — начало миоцена), 7) кавказская (конец
миоцена — антропоген).
Полностью отрицает возможность всемирного распределения тек-
тонических фаз и циклов В. И. Попов. Признавая усиление тектониче-
ских движений во времени (фазы), В. И. Попов (1950) увязывает их
с крупными региональными несогласиями, разделяющими формации.
Несогласия между формациями, по В. И. Попову, знаменуют
собой отрезки времени, характеризуемые значительным возрастанием
амплитуды и частоты вертикальных тектонических колебаний. Такие
«фазы усиливающегося расчленения тектонического рельефа» или «горо-
образовательные фазы» противопоставляются «фазам тектонического
выравнивания рельефа» или «равнинообразовательным фазам» с малым
размахом колебаний. Крупные несогласия, разделяющие формации,
не совпадают «с границами не только геологических периодов, но даже
эпох, установленных западноевропейской шкалой времени». Фазы
в понимании В. И. Попова неповсеместны. «Невозможность повсе-
местного установления даже таких крупных подразделений, как кале-
донская, варисцийская, альпийская орогении Западной Европы, —
пишет В. И. Попов (1950), — лишний раз указывает на их местный
региональный характер».
А. Д. Архангельский, проанализировавший геологическую исто-
рию СССР на основе обширнейшего фактического материала, пришел
к заключению о неприемлемости идей Штилле. Наиболее важным текто-
ническим выводом, вытекающим из геологии СССР, А. Д. Архангель-
ский считал «утверждение, что тектонические циклы с их колебатель-
ными движениями, влекущие за собой трансгрессии и регрессии с их
536
складчатостью, интрузиями и т. д., распространяются не на всю зем-
ную поверхность, но ограничиваются определенными крупными участ-
ками земной коры» (1939, стр. 39).
Такая локализация тектонических циклов может быть связана
с неоднородностью строения Земли, связанной с твердым состоянием
ее вещества, что прослежено на значительную глубину.
Представления А. Д. Архангельского о неповсеместности распро-
странения крупнейших тектонических циклов значительно развиты
Н. С. Шатским и А. Л. Яншиным. А. Л. Яншин (1962) на основе ана-
лиза составленной под его редакцией тектонической карты Евразии,
во-первых, приходит к заключению, что «формирование складчатых
сооружений, относимых к каледонидам, герцинидам и альпидам, было
гораздо более длительным, чем предполагал выделивший эти эпохи
складчатости Марсель Бертран, и хронологические границы между
эпохами складчатости являются условными. Складчатые и горообразова-
тельные движения в некоторых зонах каледонид еще продолжались,
когда в других областях уже началось формирование наиболее ранних
сооружений, относимых к герцинидам» (стр. 6). Во-вторых, им указы-
вается также на возможность постепенного перехода по простиранию
складчатой зоны одного возраста в складчатую зону другого возраста,
причем «постепенно меняется возраст однотипных геосинклинальных
формаций, а в ряде случаев также время окончания вулканической
деятельности, возраст главного гранитного плутонизма и время форми-
рования компенсационных краевых прогибов» (стр. 61). Наконец,
в-третьих, А. Л. Яншин приходит к выводу «о резком несовпадении
хронологии тектонических процессов в Тихоокеанском сегменте земной
коры и в более западных областях» (стр. 6).
Следует, однако, отметить, что признание локальности тектониче-
ских циклов не равноценно их отрицанию. Возможность существова-
ния тектонических циклов как крупных периодов активизации поверх-
ностных тектонических процессов, отражающих глубинные процессы
преобразования вещества Земли, косвенно подтверждается и астроно-
мическими данными. Так, указывается (Франк-Каменецкий, 1948),
что выделение звездной энергии представляет собой колебательный
процесс с очень большими периодами, значительно превосходящими
возможное время наблюдений. Подсчитано, что период колебаний соста-
вляет 100 млн. лет, т. е. примерно в 20 раз меньше возраста звезд.
Знаменательно, что эта цифра близка к продолжительности обычно
принимаемых циклов тектогенеза (каледонского 155 млн. лет, герцин-
ского 160 млн. лет, тихоокеанского 115 млн. лет и альпийского
70 млн. лет).
Я
* *
Вопрос о темпе и периодичности тектонических движений предста-
вляется в тектонике одним из наименее определенных. Возможность
неоднозначного «динамического» истолкования геологического разреза
ведет к обилию решений и к противоречивости их. Возникает вопрос
о целесообразности разработки соответствующих представлений и про-
ведения дискуссий о тектонических движениях. Думается, однако,
что такой скептический подход был бы в корне неправилен. Действи-
537
тельно, высказывание о повсеместных и катастрофических орогениче-
ских фазах имело, в частности, структурное значение. Это высказы-
вание можно рассматривать как рабочую гипотезу, представляющую
собой попытку упорядочить представления о строении осадочной обо-
лочки, а именно о распространении несогласий и границ структурных
ярусов. Если эта гипотеза неверна или справедлива только в очень
ограниченном смысле (для отдельных районов при признании длитель-
ности и сложности «фаз»), то тем не менее она как и всякая рабочая
гипотеза оказалась полезной в ходе исследований. Она определенным
образом ориентировала поиски новых закономерностей в строении
осадочной оболочки. То же можно сказать относительно концепции
Л. Д. Архангельского, Н. С. Шатского и А. Д. Яншина об асимметрич-
ном развитии циклов складчатости. Эта гипотеза также имеет струк-
турное содержание и также упорядочивает представление о структуре
осадочной оболочки, а именно о различии в строении ее генеральных
Атлантического и Тихоокеанского сегментов. Эта гипотеза также
ориентирует научную мысль на поиски дальнейших закономерностей.
Поэтому, думается, надо приветствовать как работы по усовершенство-
ванию методики «динамического» истолкования геологических разрезов,
так и широкие дискуссии о природе и истории тектонических движений.
О ПРИЧИНАХ
ТЕКТОНИЧЕСКИХ ДВИЖЕНИЙ
СВЯЗЬ ПОВЕРХНОСТНЫХ И ГЛУБИННЫХ
ТЕКТОНИЧЕСКИХ ПРОЦЕССОВ.
ВОЗМОЖНОСТЬ КОСМИЧЕСКИХ ВОЗДЕЙСТВИЙ
НА ТЕКТОНИЧЕСКИЕ ПРОЦЕССЫ
Открытие глубокофокусных землетрясений, накопление данных
о подвижности раздела Мохоровичича, о фазовых изменениях вещества,
исследование магнитного поля, установление широкого распростране-
ния разломов и их исследования в связи с магматизмом показали, что
тектонические движения и наблюдаемые на поверхности Земли круп-
ные структурные формы в основном связаны с процессами, протека-
ющими на больших глубинах. Позтому поверхностные части Земли
(осадочную оболочку, земную кору) и ее глубинные части следует
рассматривать в связи друг с другом, поскольку речь идет об их текто-
ническом развитии.
Связь между поверхностными движениями и структурными и глу-
бинными процессами надо понимать не только как обусловленность
первых вторыми, но и как обусловленность тех и других общими причи-
нами. Следует считаться также с возможной взаимосвязью между по-
верхностными структурами и глубинными процессами. Правильно,
писал В. А. Апродов (1965), — что новейшие структуры, порожденные
механическими движениями мантии и земной коры в результате разви-
тия вещества, сами становятся причиной дальнейшего направленного
развития этого вещества. Действительно, давление горных сооружений
и даже столба океанической воды, по-видимому, способно приводить
к преобразованию вещества в недрах осадочной оболочки.
Изолированное рассмотрение земной коры, нашедшее отражение
в гипотезе плавания материков Вегенера, в некоторых вариантах кон-
538
тракционной гипотезы и гипотезы изостазии, было несколько десятиле-
тий тому назад настолько привычным, что самый факт наличия глубоких
очагов землетрясений как доказательство твердого состояния Земли
на больших глубинах брался под сомнение лишь па том основании,
что этот факт находился в противоречии с укоренившимися гипотетиче-
скими представлениями (Попов, 1943).
Несостоятельными являются также представления, согласно кото-
рым геотектонический процесс определяется развитием космического
вещества внутри Земли, временно изолированного от внешнего про-
странства (Тетяев, 1941). Современные исследования все больше
и больше убеждают нас в том, что в геотектоническом процессе важная
роль принадлежит внешним космическим воздействиям на Землю.
«Единственным перспективным направлением объяснения планетарной
цикличности тектонических явлений, — пишет, например, В. Е. Хайн
(1960), — представляется объяснение этой цикличности влиянием астро-
номических факторов, связанных с вращением Земли и ее движением
в мировом пространстве». В. Е. Хайн в самом общем виде, но очень
образно говорит о резонансе между чисто земными и астрономическими
явлениями, активизирующими внутренние процессы Земли, а также
перестройку ее формы.
О влиянии астрономического фактора на структуру Земли говорит
также закономерная ориентировка крупных глубинных разломов
и сдвигов относительно ее фигуры. Пароксизмы перемещений по этим
разломам могут быть поставлены в функциональную зависимость от
периодических деформаций земного сфероида вследствие изменения
скорости вращения Земли.
Часто ставится вопрос о том, являются ли причины тектонических
движений локальными или глобальными. Думается, что такая поста-
новка вопроса в принципе неправильна. Глобальные причины способны
создавать локальные и разновременные проявления, распределение
которых обусловливается неоднородностью строения Земли. Локаль-
ные же проявления могут быть связаны с локальными причинами,
а эти последние могут находиться в зависимости от более общих при-
чин, имеющих глобальное значение. Признание того, что в основе текто-
нических движений вообще лежат только всемирные причины (Штилле,
1924, 1964), было тесно связано с несостоятельной концепцией об одно-
временности и повсеместности проявления орогенических фаз.
ЗЕМНАЯ КОРА.
ПОГРАНИЧНЫЕ ПРОЦЕССЫ
Представим себе земную кору как относительно тонкую пленку,
толщина которой составляет около одной сотой радиуса земного шара.
Пленка эта ограничена поверхностью Земли и поверхностью Мохоро-
вичича. Как верхняя, так и нижняя поверхность имеет рельеф, изме-
няющийся с течением времени, причем геофизическими и неотектониче-
скими исследованиями намечается некоторая согласованность обоих
рельефов. Рельеф поверхности «М», по Н. А. Флоренсову (1964),
является «нижним рельефом коры» и «представляет источник возмуще-
ний во всей ее толще, особенно в ее верхнем рельефе» (стр. 86). На обеих
поверхностях протекают процессы, ведущие к утоньшению или наращи-
539
ванию коры. На верхней поверхности — это экзогенные процессы, обу-
словленные солнечной энергией при наличии гидросферы и атмосферы;
утоньшение коры происходит за счет размывов, утолщение — за счет
отложения осадков и других процессов наращивания осадочной обо-
лочки (например, извержение вулканов). Изменения верхней поверх-
ности коры за счет экзогенных процессов изучены благодаря успехам
исторической геологии. Процессы, происходящие на нижней поверх-
ности, изучены недостаточно и представления о них в основном гипо-
тетичны. Геологическая история изменения нижней поверхности совер-
шенно не изучена и в принципе о ней можно судить только по известным
(также достаточно гипотетичным) для современной эпохи соотношениям
между нижней и верхней поверхностями, и экстраполяции этих соот-
ношений в глубь геологического прошлого на основании данных исто-
рической геологии. Как можно предполагать по ряду косвенных дан-
ных, процессы на нижней поверхности заключаются не в переносе
вещества из одних районов в другие, как это происходит на поверхности
Земли, а в уплотнении за счет фазовых или химических изменений
вещества нижней части земной коры и «поглощения» ее мантией или,
наоборот, в разуплотнении вещества мантии и присоединении его
к земной коре.
Можно представить следующую схему соотношения процессов на
нижней и верхней поверхностях земной коры.
Утолщение
—»• земной коры
Разуплотнение веще- снизу (ах)
ствана границе коры —
и мантии (а) Поднятие зем-
—► ной поверхно-
сти (а2) —> Размыв—> Утоньшение
земной коры
сверху
У пл отнение веще-
ства на границе
коры и мантии(б)
Утоньшение земной
коры снизу (бх)
Погружение зем-
—> ной поверхности
(б2) -> Аккумуля--*- Утолще-
ция осад- нпе коры
ков сверху
У тоньгаения земной коры (бг) и связанное с ним погружение ее верх-
ней поверхности (б2) свойственны многим мезозойско-кайнозойским
впадинам континентов (Западно-Сибирская геосипеклиза. Прикаспий-
ская впадина и др.), причем очень часто они не сопровождаются наруж-
ными проявлениями магматизма. Такой процесс.может быть истолкован
в соответствии с представлениями В. В. Тихомирова (1963) об автоном-
ном образовании впадин, связанном с метасоматической базификацией
земной коры. Напомним, что эклогитизация базальтов, судя по экспе-
540
риментальным данным, возможно, охватывает толщу мощностью около
30—35 км и сопровождается сокращением объема на 15%, что соответ-
ствует 5 км. Такой глубины впадины на верхней поверхности земной
коры могут образовываться за счет данного процесса.
Отмечается также, что в зонах поднятий земной поверхности кора
утолщена. Кроме того, замечено, что «отношение мощности» «гранит-
ного» слоя к «базальтовому», превышающее 1 и местами достигающее 2,
характерно для районов интенсивных восходящих движений, а меньше
1 и вплоть до 0,5 — для районов нисходящих движений (Борисов,
1964). На Русской платформе в областях прогибания уменьшены мощ-
ности коры (Прикаспийская впадина — 25 км), а в областях поднятий —
увеличены (Балтийский и Украинский щиты — 35—40 км). В альпий-
ских подвижных областях мощность земной коры обладает «наибольшей
дисперсией», т. е. во впадинах мощности минимальны, а на поднятиях
максимальны (Борисов, 1963).
И. В. Косминская и Ю. М. Шейнманн (1965) отмечают уменьшение
мощности коры в альпийских прогибах, а также в морских прогибах
(Черное море 10—12 км) по сравнению с межгорными; «гранитный слой»
во впадинах редуцирован по сравнению с платформами и горными соо-
ружениями; средние скорости прохождения упругих волн (а следова-
тельно, плотности) повышены не только в коре, но и в мантии, «по-
скольку граница М также имеет в некоторых прогибах повышенные
скорости». Под горными сооружениями скорости прохождения упругих
волн и плотности в верхах мантии являются, наоборот, пониженными.
Согласно М. X. Лифшицу (1965), зоне уплотнения вещества в подкоро-
вом субстрате соответствует погружению Курило-Камчатского прогиба
(сюда же приурочена фокальная область землетрясений, связанная
с обстановкой сжатия в коре), а зоне разуплотнения вещества в верхах
мантии — воздымание Курильской островной дуги, сопровождающееся
излиянием андезитовых, дацитовых и липаритовых лав.
Причиной прогибания территории Западно-Сибирской низменности
может быть устанавливаемая по геофизическим данным перестройка
земной коры, выразившаяся в восходящем перемещении границы М
и «базальтового» слоя, т. е. в уплотнении верхов мантии и низов коры
(Крылов, Сурков, Мишенькина, 1965). В этом смысле интересно сопо-
ставление стабильной Сибирской платформы, на которой поверхности
М и складчатого фундамента являются «согласованными», и прогиба-
ющейся Западно-Сибирской геосипеклизы, где формы поверхности М
и рельефа поверхности фундамента являются обращенными (Бори-
сов, 1964).
С уплотнением и разуплотнением вещества на границе коры и ман-
тии В. Е. Хайн (1964, 1965) связывает глубинный механизм образова-
ния эпиплатформенных горных сооружений (активизация платформы).
Этот процесс рисуется им так: 1) в орогенную стадию геосинклинальнога
развития мощность коры составляет 65—70 км (а -> а1а2); 2) при пере-
ходе в платформу мощность коры уменьшается, рельеф поверхности М
выравнивается, что связано главным образом с переходом низов коры
в зклогит (б бг); 3) при возобновлении горообразования в оставшихся
геосинклиналях возникает утолщенный слой коры и на пути «тепло-
вого потока, поднимающегося из недр мантии по сверхглубинным
541
разломам, окажется мощный экран. Этот экран вызовет как бы рас-
пластывание теплового потока». Эклогит вследствие разогрева на плат-
формах превратится в базальт, увеличится мощность коры и возникнет
горный рельеф (а —> aja2). Приводя этот пример для иллюстрации пред-
оставлений, связанных с уплотнением на границе коры и мантии, отметим
крайнюю гипотетичность идеи о «распластывании» теплового потока.
Процессы уплотнения и разуплотнения вещества земной коры
и пограничных частей мантии ограничены некоторой поверхностью
в верхах мантии и не ведут сами по себе к нарушению изостатического
равновесия выше этой поверхности. Нарушение изостатического равно-
весия может происходить только впоследствии в связи с денудацией
и осадконакоплением, активизированных этими процессами. Вместе
с тем сочетание уплотненной коры и прогиба или разуплотненной
коры и поднятия могут легко приводить к идее изостатического про-
исхождения таких сочетаний (Крылов и др., 1965).
ПРОНИЦАЕМОСТЬ ЗЕМНОЙ КОРЫ
Возникновение зон проницаемости (сквозных разломов) наиболее
вероятно в районах проявления активных процессов преобразования
вещества на нижней поверхности земной коры. Глубинный материал
(магма, сквозьмагматические растворы и т. д.) при наличии зон прони-
цаемости может проникать в земную кору или проходить сквозь нее
к поверхности Земли. В первом случае происходит «перекачка» некото-
рого количества вещества из мантии в земную кору; поскольку убыль
вещества из мантии компенсируется прибылью вещества в земную кору,
-положение поверхности Земли может оставаться при этом процессе
неизменным, однако положение поверхности М может меняться различ-
ным образом. Однако такая «перекачка» может сопровождаться пре-
образованиями вещества внутри земной коры. При гранитизации будет
происходить разуплотнение и, следовательно, поднятие земной поверх-
ности; при базификации, наоборот, вещество земной коры будет уплот-
няться, а поверхность Земли испытывать понижения. Во втором случае
магматический материал проникает на поверхность Земли в виде вулка-
нических излияний. В результате этого процесса происходит компенси-
рованное прогибание земной коры с понижением уровней ее нижней
и верхней поверхностей. Вулканический материал может заполнять
компенсационную впадину на поверхности Земли.
Движения верхней и нижней поверхности земной коры, связанные
с ее проницаемостью и магматизмом, можно представить в виде схемы.
С проникновением магматического материала в пространство зем-
ной коры и базификацией связываются некоторые представления о про-
исхождении авлакогенов. Так, согласно А. А. Борисову (1963) среди
авлакогенов Русской платформы есть слабо затронутые процессами бази-
фикации (базальтификации) зоны, которым соответствуют гравитацион-
ные депрессии, осложненные особенно по краям локальными гравита-
ционными и магнитными максимумами, отражающими внедрение
в фундамент основной магмы (Абдулинско-Серноводская и Пачелмская
впадины). Другие авлакогены (Днепровско-Донецкий) сопровождаются
интенсивными гравитационными и магнитными максимумами, отобра-
жающими мощные внедрения основных изверженных пород. Трудно
.542------------------------------------------------------------
Аккумуляция
глубинного ве-
щества в зем-
ной коре (вг)
+
I
Поступление
глубинного ве-
щества в зем-
ную кору (в)
i
Прохождение
глубинного
вещества через
кору (в2)
Преобразование ве-
щества коры не
происходит (ви)
Сопровождается гра-
нитизацией вещества
коры (в12)
Сопровождается ба-
зификацией вещества
коры (в13)
Опускание земной
коры (поверхности
Мохо и земной по-
верхности) (в21)
Стабильность поло-
жения поверхности
Землп (вт)
Поднятие 'земной
поверхности (в121)
Опускание земной
поверхности (в131)
Полное пли частич-
ное компенсационное
-> заполнение впадин
вулканогенным
материалом (в211)
согласиться с представлениями В. Е. Хайна (1964) о глубинных про-
цессах под этим авлакогеном. Погружение границы Конрада и подъем
поверхности М В. Е. Хайн трактует как «своеобразную шейку, явля-
ющуюся несомненным свидетельством растяжения». «Своеобразную
шейку» с большим основанием можно представить себе как результат
двух процессов: 1) базификации и уплотнения вещества коры с подъ-
емом поверхности М и 2) обусловленного этим уплотнением про-
гибания земной поверхности и понижения границы Конрада (положе-
ние бг — б2 — см. схему на стр. 540 или в131 — см. схему на стр. 543).
Связь гранитизации и разуплотнения вещества с некоторыми подня-
тиями устанавливается геофизическими данными и данными магма-
тизма (Саркисян, 1963). Связи гранитизации с поднятием в геосинкли-
нальных областях хорошо известны. Соответствующие примеры,
описанные Е. В. Павловским для Пиренеев и М. Л. Соминым для
Большого Кавказа, приводились при описании складчатости.
Для южной части Дальнего Востока (складчатые системы Стано-
вика-Джугджура, Монголо-Охотского пояса и Сихотэ-Алиня) рост
гранитных массивов явился непосредственной причиной формирования
большинства современных горных сооружений. Это устанавливается
сопоставлением карты изолиний новейших движений с размещением
гранитоидных тел, а также анализом гравитационных аномалий, из
которого следует, что расположенные вдоль хребтов выхода гранитоидов
на небольших глубинах объединяются в единые крупные массивы типа
гранито-гнейсовых валов и куполов. Данные по плотностям показывают,
что изостатическое всплывание не может являться основной причиной
неотектонических поднятий над гранитными массивами. По гравита-
ционным данным определено сравнительно неглубокое залегание (8—
14 км) нижних кромок зон относительного разуплотнения, из чего сле-
дует, что «источники тектонических движений располагаются не только
543
в верхней мантии и близ поверхности Мохоровичича, но и непосред-
ственно внутри земной коры» (Лишневский, 1965).
Ю. А. Кузнецовым (1964, стр. 373) высказывается мысль, что
•«в громадном большинстве случаев магматизм (в том числе и базальто-
вый) связан во времени и пространстве с поднятиями, а не с образова-
нием прогибов, как это часто считают», при этом принимается (для
платформ), что сначала возникает сводовое поднятие, а затем уже риф-
товые оседания, сопровождаемые массовым преимущественно базальто-
вым магматизмом. Ю. А. Кузнецов связывает поднятие свода с магмо-
образованием на глубине и считает, что оседание «лишь открывает
доступ готовых магматических масс к поверхности Земли». Такие пред-
ставления находятся в противоречии со многими историко-геологиче-
скими данными, в частности, по Русской платформе. Нет никаких дан-
ных, что образованию Пачелмского, Тиманского и Днепровско-Донец-
кого прогибов — авлакогенов предшествовали какие-либо сводовые
поднятия. Здесь, по-видимому, просто происходило дробление архей-
ского цоколя платформы и заложение вдоль разломов узких прогибов,
возникновение которых сопровождалось магматической деятельностью.
Очевидно, более правы Н. С. Шатский (1947, 1955), А. А. Борисов
(1953) и др., считающие, что на платформах доминирует общая тенден-
ция прогибания, а тектоническими поднятиями являются лишь блоки,
отставшие от активно прогибающихся участков. Что касается сводо-
вых поднятий, то они являются лишь особыми специфическими формами
в развитии платформы.
В отношении причин базификации и дебазификации вещества зем-
ной коры заслуживает внимание гипотеза В. В. Тихомирова (1963 г.),
который предполагает существование двух источников поступления
глубинного вещества в земную кору: 1) потоки ферромагнитного состава
в зонах погружения ведут к пограничной базификации (приобретение
нижней частью базальтового слоя ультраосновного состава) и внутри-
коровой базификации (превращение нижней части гранитного слоя
в породу, по своим физическим свойствам близкую к базальту). Ссы-
лаясь на работы С. В. Москалевой (1958) по Уралу, В. В. Тихомиров
указывает, что превращение базальтов в пироксениты, а затем дуниты
может происходить без расплавления благодаря высокой подвижности
породообразующего вещества, способного проникать внутрь кристал-
лов; 2) потоки другого состава (содержащие Al, Si, К, Na, Са и др.)
ведут к дебазификации — наращиванию вниз «гранитного слоя» за
счет «базальтового», преобразованию ультраосновных пород в габбро
на границе мантии, погружению поверхности М и возникновению
корней гор.
В. В. Тихомиров (1963 г.) высказывает предположение, что в глубине
мантии имеются различные зоны, способные выделять потоки неодина-
кового состава, потоки одного состава ведут к базификации и погруже-
ниям, потоки другого состава ведут к дебазификации и поднятиям.
Зафиксированные в геологической летописи смены воздыманий погру-
жениями, и наоборот, очевидно, всякий раз сопровождаются соответ-
ствующими преобразованиями верхней мантии и нижней части земной
коры. При этом последняя то резко утолщается при поднятиях, то
сильно уменьшается в мощности при погружениях.
544
С рассмотренными процессами (см. схему на стр. 543) связано по-
ступление мантийного материала в земную кору и на ее поверхность
в течение всего обозримого интервала геологической истории (3—4 млрд,
лет). В связи с этим представляют интерес произведенные Е. К. Мархи-
ниным (1965) подсчеты количества вулканогенных продуктов, выноси-
мых к поверхности Земли из ее глубоких недр. Основываясь на прибли-
зительных подсчетах массы вещества, выброшенного наиболее силь-
ными и относительно хорошо изученными извержениями за период
с 1808 по 1963 г. и экстраполируя эти данные на 4,5 млрд, лет, Е. К. Мар-
хинин получает для суммарной массы вулканогенных выбросов за это
время цифру 14—42-1018т. Поскольку масса земной коры опреде-
ляется в 24,6* 1018 т, Е. К. Мархипин приходит к выводу, что все веще-
ство земной коры могло быть с избытком создано вулканической дея-
тельностью. Этот тезис находит подтверждение в близком совпадении
среднего химического состава современных лав (вычисленного для Кам-
чатки и Курильских островов со средним составом земной коры по
Кларку и Вашингтону).
Подсчет Е. К. Мархинина основан на ряде допущений, но порядки
величин не вызывают серьезных сомнений. Этот подсчет рисует вполне
допустимый и понятный механизм «выплавления земной коры из ман-
тии». Однако земная кора в принимаемом нами и наиболее общеприня-
том смысле представляет собой тело, выделяемое не по петрографиче-
ским, а по сейсмологическим данным и ограниченное снизу подвижной
поверхностью М, имеющей наложенный характер по отношению к петро-
графическим комплексам. Поэтому речь может идти не о происхождении
земной коры, а о происхождении пород, с избытком заполняющих
пространство земной коры как сейсмологического тела. Поскольку
во всех случаях в ряде районов земного шара имеет место поглощение
мантией части осадочной оболочки Земли, то речь идет не только о про-
исхождении пород земной коры, но также и о происхождении вещества,
занимающего, по крайней мере, некоторую часть пространства верхней
мантии. В свете приводимого Е. К. Мархининым баланса вулканоген-
ного материала можно думать, что вертикальные глубинные тектониче-
ские движения (образование впадин и прогибов) и перераспределения
вещества на уровнях верхов мантии и земной коры (магматизм) предста-
вляют собой, в общем, единый для всей геологической истории Земли
процесс, распространяющийся кверху от уровня «нагретого» или «вул-
канического» слоя (глубиной 60—200 км), с которым гипотетически
связываются первичные магматические очаги.
ВНУТРИМАНТИЙНЫЕ ПРОЦЕССЫ
Тектонические движения могут вызываться не только погранич-
ными (по отношению к земной коре), но и внутримантийными процес-
сами. Внутри мантии, ниже «нагретого слоя» возможно возникновение
очагов уплотнения и разуплотнения вещества, его перемещение из
одних районов мантии в другой (например, предполагаемые многими
исследователями конвекционные токи в мантии), а также глубинные
сдвиговые деформации, проявляющиеся глубокофокусными землетря-
сениями.
35 Заказ 206.--------------------------------------- 545
Представляется возможным, во-первых, что глубинные внутри-
мантийные процессы индуцируют пограничные процессы, а также про-
цессы уплотнения и разуплотнения вещества коры, во-вторых, что они
могут проявляться в чистом виде. Возможность первого варианта
наиболее ясно иллюстрируется системами глубинных сколов по берегам
Тихого океана, с которыми связаны одновременно глубокофокусные
землетрясения с фокусами в глубинах мантии (700 км), вулканические
очаги на уровне коры, землетрясения с фокусами в пределах коры,
островные дуги с их складчатостью и современные вулканы. Первому
варианту отвечают представления В. В. Тихомирова (1963), считающего
что факторы, проявляющиеся на значительных глубинах подкорового
слоя, вызывают, с одной стороны, изменения состава верхов мантии
и низов коры с перемещением границы Мохо и, с другой стороны,
наблюдаемые на поверхности процессы образования впадин или подня-
тий. В первом варианте проявления мантийных процессов могут быть
сильно затушеваны связанными с ними пограничными и коровыми про-
цессами. Например, перестройка коры, сопровождающая образование
Западно-Сибирской геосинеклизы, вполне возможно, является лишь
функцией глубинномантийных процессов, с которыми, естественно,
связывается образование столь обширного и длительно развивающегося
прогиба. При втором варианте внутримантийные процессы приводят
к поднятиям и опусканиям земной коры в целом, причем нижняя и верх-
няя ее поверхности должны вести себя согласованно.
Указываемая для Скифской и Туранской плит, а также Ферган-
ской впадины закономерная выдержанность суммарных мощностей
«базальтового» и «гранитного» слоев независимо от поднятий и проги-
бов значительной амплитуды (Борисов, 1963), по-видимому, связана
с внутрипартийными процессами. Такую же природу может иметь про-
гибание коры в Южно-Каспийской впадине, причем наблюдаемое здесь
выклинивание «гранитного» слоя может стоять в связи с предшествовав-
шими или попутными процессами базификации.
А. А. Борисов (1963) полагает, что выдержанность мощностей
«кристаллической части коры» на Туранской плите (при их изменчивости
в пределах более древней Русской платформы) объясняется запаздыва-
нием процесса перестройки «кристаллического комплекса коры» относи-
тельно времени формирования соответствующих структурных элемен-
тов вплоть до нескольких геологических периодов (стр. 5—6). С этим
мнением трудно согласиться, так как перестройку коры естественнее
связывать не столько с продолжительностью времени, сколько с харак-
тером процессов. Здесь уместно напомнить, что тип геологического раз-
вития древних платформ и молодых платформ существенно отличается.
В первом случае происходит дробление единого консолидированного
цоколя и заложение впадин по авлакогенам, а во втором случае — общее
прогибание обширной территории и формирование плоской молодой
впадины (или систем впадин). Можно высказать в виде догадки такие со-
ображения об относительных размерах дислокаций земной поверхности,
связанных с пограничными и внутримаптийными процессами. Если
процесс, приводящий к поднятиям или опусканиям поверхности Земли,
происходит на уровне поверхности Мохо, то горизонтальная протяжен-
ность этих дислокаций должна быть соразмерна с мощностью коры.
546
Если же процесс внутримантийный, то связанные с ним дислокации зем-
ной поверхности должны иметь значительно большую протяженность,
соответствующую глубинам, на которых протекает указанный процесс.
Отсюда следует, что наложение (одновременное или последовательное
проявление) мантийных и пограничных процессов может привести
к формированию разнопорядковых изгибов поверхности Земли. Таким
может быть формирование частных геосинклиналей и геоантиклиналей
в пределах более крупных областей общего поднятия или погружения.
Представления о природе внутримантийных процессов носят сугубо
гипотетический характер. К ним относится изложенная выше гипотеза
В. В. Тихомирова (1963).
КОНВЕКЦИОННЫЕ ТОКИ В МАНТИИ
Часто предполагается, что внутримантийные конвекционные токи
могут вызывать горизонтальные тектонические движения, связанные
с горизонтальным растеканием масс в верхней мантии от выходов
восходящих потоков к районам нисходящих потоков. Однако, как пока-
зал Е. Н. Люстих (1965), «определенных геофизических доказательств
того, что конвекция действительно происходит. . . не найдено. Иссле-
дуется лишь вопрос о том, можно ли предположительно допустить суще-
ствование такого процесса в земной мантии» (стр. 17). Сама возмож-
ность конвекции, по Е. Н. Люстиху, зависит от: 1) возраста Земли,
2) количества и распределения радиоактивных элементов, содержа-
щихся в мантии, 3) однородности химического состава мантии, 4) вяз-
кости и порога текучести вещества мантии и 5) теплоемкости и тепло-
проводности этого вещества. Все перечисленные факторы в достаточной
мере неопределенны. К числу наиболее серьезных трудностей гипотезы
конвекции относится вероятное увеличение плотности вещества мантии
с глубиной. Так, для интервала глубин от 100 до 200 км температура
подскакивает на 1000° (по Б. Ю. Левину и С. В. Маевой); чтобы пред-
отвратить конвекцию, необходимо, чтобы плотность вещества на этом
же интервале возрастала хотя бы на 0,034 г!смъ, по моделям же Буллена
она возрастает на 0,09 г/см5 (модель А) или на 0,06 г!см9 (модель В).
Е. Н. Люстих указывает также, что с тепловой конвекцией несовме-
стима химическая неоднородность мантии, которая должна была бы
быть уничтожена конвективным перемешиванием. Е. Н. Люстих (1965)
приводит также серьезные возражения в связи с применением идеи кон-
векции для объяснения континентального дрейфа. Сторонники этой
точки зрения считают, что восходящие конвекционные токи приурочены
к срединным океаническим хребтам, представляющим собой рифты
(растяжения), а нисходящие токи — к глубоководным впадинам и гор-
ным хребтам на континентах. Дело в том, что в случае такой конвекции
тепловой поток должен был бы плавно уменьшаться от океанических
хребтов к районам нисходящих потоков; действительно же распределе-
ние теплового потока на Восточно-Тихоокеанском хребте, где поток
как бы сжат в пределах узкой зоны, не может быть связано с восходя-
щим конвективным током, а скорее всего с точечными источниками
(вероятно, магматическими очагами) на глубине 35 км.
Из сказанного следует, что конвекционные токи могут рассматри-
ваться только как весьма проблематичная причина крупных горизон-
35*
547
тальных тектонических перемещений. Поскольку существование круп-
ных горизонтальных перемещений вполне определенно вытекает из
структурных данных (глубинные сдвиги, смещения структурно-форма-
ционных зон и т. д.), исследование причин этих явлений желательно
развивать на серьезной теоретической и методологической основе.
Более вероятными представляются сравнительно небольшие гори-
зонтальные перемещения мантийного вещества, которые находят отра-
жение на земной поверхности в виде компенсационных систем струк-
турных форм, таких как краевые прогибы и смежные с ними поднятия
геосинклинальных областей. Компенсационный характер таких пар
устанавливается не только по сопряженности расположения, но обяза-
тельно также по сопряженности развития путем историко-геологиче-
ского анализа. Моделями таких компенсационных пар могут служить
соответствующие компенсационные формы соляной тектоники. Вместе
с тем следует иметь в виду, что возникновение компенсационных пар
крупных структурных форм может быть также связано с механизмом,
заключающимся в возникновении сопряженных очагов уплотнения
и разуплотнения вещества. Здесь же отметим, что В. А. Магницкий
(1948) исходя из данных сейсмологии и опытов над прохождением волн
высокой частоты через жидкость теоретически обосновал возможность
медленных пластических перемещений вещества Земли соответственно
с ее вязкостью (1018—1022), что не противоречит ее твердости и рас-
пространению в ней упругих колебаний.
Такие деформации земной коры и мантии могли заключаться
в различных сдвигах (перекашиваниях) по крайней мере 1000-метрового
слоя в целом без взаимного проскальзывания отдельных оболочек
внутри него и без нарушения связей зон разломов и крупных структур-
ных форм, для которых установлено длительное геологическое развитие,
с их глубинными корнями. Такие деформации могли сопровождаться
искривлением зон разломов как в плане, так и в вертикальном разрезе,
изменением формы ограниченных разломами блоков на поверхности
Земли и, следовательно, некоторым сближением и удалением друг
от друга отдельных структурных элементов осадочной оболочки, в том
числе континентов.
ДРЕЙФ КОНТИНЕНТОВ
Выше отмечено, что представления о дрейфе материков несовме-
стимы с данными о существующих формах связи между поверхност-
ными и глубинными тектоническими процессами. Совершенно не
меняет положения перенос поверхности скольжения с подошвы коры
в глубины мантии. Так, из наблюдений над глубокофокусными земле-
трясениями следует, что тектонические движения сдвигового характера
прослеживаются до глубин по крайней мере 700 км. Этот кардинальный
факт, в основном подтвержденный историко-геологическими исследова-
ниями зон крупнейших глубинных разломов, является основным аргу-
ментом, служащим для опровержения гипотез мобилизма.
К числу таких гипотез относятся, в частности, гипотезы Вегенера
и Штауба. По представлениям Вегенера, материковые массивы, постро-
енные из легкого сиаля, плавают в виде глыб в пластичном симати-
ческом слое; это напоминает плавание льдин в океане. Первоначально
548
сплошной сиалический слой под влиянием центробежных (сжатие
у полюсов, вытягивание у экватора, отставание поверхностных слоев
от глубинных вследствие вращения Земли с запада на восток) и приливо-
отливных сил претерпел разрывы, все более и более расширяющиеся.
В результате этих процессов площадь Тихого океана освободилась
от сиаля, массы которого образовали единый материк «папгеа». Вслед-
ствие раскалывания этого материка образовались отдельные мате-
риковые глыбы и перемещения (плавания) этих глыб создали склад-
чатые системы и определили современную тектоническую структуру
Земли.
Близкие взгляды развивал Штауб, который главную причину
образования складчатых систем видел в поперечном перемещении мате-
риков от полюса к экватору и от экватора к полюсу; сближение матери-
ков смяло в складки альпийскую Средиземноморскую геосинклиналь-
ную область.
Гипотеза Вегенера пользовалась совсем недавно огромной популяр-
ностью среди специалистов различных направлений. Она основана на
изолированном рассмотрении земной коры в отрыве от развития вну-
тренних частей Земли и опровергается рядом фактических геологических
данных. То же касается гипотезы Штауба.
Если идея возможного перемещения материков в XVIII и XIX вв.
могла рассматриваться как уместная и остроумная догадка в отношении
возможного характера преобразования лика Земли, то при уровне
знаний XX в. она выглядит гипотезой фантастического порядка.
Гипотеза Вегенера допускает крупные горизонтальные перемеще-
ния материков (эпейрофорез). При этом предполагается, что материки
движутся на запад: Америка с большей скоростью, а Европейско-Азиат-
ский материк и Африка с меньшей скоростью, и потому расстояние
между Америкой, с одной стороны, и Европейско-Азиатским материком
и Африкой, с другой стороны, возрастает. В основе гипотезы Вегенера
лежит допущение о резком различии между сиалическими материками
и относительно пластичным их субстратом, на котором материки пла-
вают подобно айсбергам. Такое обособление опровергается анализом
историко-геологического развития материков, а также геофизическими
данными о внутреннем строении Земли.
Одним из важнейших доказательств гипотезы Вегенера служили
данные астрономических измерений взаимного перемещения Гренлан-
дии (часть Американского материка) и Европы. Вегенер привел опре-
деления долгот, из которых следовало, что в период 1870—1907 гг.
расстояние между Гренландией и Европой увеличилось на 32 м. Это
утверждение не было подтверждено астрономами (Щеглов, 1948).
Особенно обстоятельную критику гипотезы Вегенера дал Н. С. Шат-
ский (1946). Основываясь на данных по глубокофокусным землетрясе-
ниям, Н. С. Шатский указал, что вся Земля развивается как единое
целое и тектоническое поведение ее поверхностных слоев зависит от
состояния ее внутренних частей. Н. С. Шатский отмечал, что самой
слабой стороной гипотезы Вегенера является ее отрыв от основных
принципов и обобщений современной геологии, в частности, полнейшее
игнорирование теории геосинклиналей. Сейсмологическими данными
установлено, «что как отдельные геосинклинали, так и геосинклиналь-
549
ные системы, складчатые системы, геосинклинальные области (т. е.
тектонические элементы сиалической оболочки) нераздельно связаны
со структурами и движениями самых глубоких частей симатической
мантии». Этот факт, как указывает Н. С. Шатский, не позволяет отде-
лять сиаль от симы и перемещать одну оболочку по другой. Действи-
тельно, наблюдения над глубокофокусными землетрясениями показы-
вают наличие на границах платформ и геосинклиналей весьма глубоких
разломов (глубина проникновения свыше 500 км). По геологическим
данным, эти разломы обладают огромной длительностью развития,
значительно превышающей время, истекшее (по предположениям Веге-
нера) с начала раздвижения материков. Наличие же глубинных, дли-
тельно развивающихся разломов несовместимо с плаванием материков.
В. В. Белоусов (1967) отмечает, что такие движения, если они и про-
исходят, то должны охватывать слои мощностью почти 1000 км, т. е.
источники движения должны находиться в нижней мантии, «при этом
они должны действовать на верхнюю мантию таким образом, чтобы при
горизонтальном перемещении последней внутренняя структура ее и рас-
пределение локальных движений внутри нее не были бы нарушены,
так как иначе была бы нарушена устойчивость в расположении зон
поднятий и прогибания» (стр. 5).
Опровержение возможности плавания материков, естественно,
не означает вообще отрицания возможности перемещения вещества
Земли в горизонтальном направлении.
В последние годы гипотезы мобилизма возрождаются в новых фор-
мах. В частности, как указывалось выше, они увязываются с гипотети-
ческими представлениями о явлениях конвекции в мантии. К обосно-
ванию идеи мобилизма привлекаются данные исследования дна океанов
(срединные океанические хребты), палеомагнитные данные о положении
полюсов по отношению к различным континентам и исследования
верхней мантии (астеносферные слои с пониженной вязкостью). Пред-
ставления о перемещении континентов развиты на этой новой основе,
например Б. К. Хизеном (1966), допускающим разрастание коры океа-
нов благодаря «вторжению вещества мантии в дно срединно-океаниче-
ских рифтов» в условиях расширяющейся Земли, и Р. С. Дитцем (1966),
у которого разрастание площади дна океанов компенсируется сжатием
на континентальных площадях. Очень интересное изложение подобной
концепции было дано П. Н. Кропоткиным (1967). Он считает, что в конце
палеозоя — начале мезозоя Бразильская, Патагонская, Африканская,
Индийская, Австралийская и Антарктическая платформы предста-
вляли собой единую монолитную массу — материк Гондваны. Разделя-
ющие их ныне океаны образовались за счет расползания материков.
Однако материки не дрейфуют сами по себе, как льдины на неподвиж-
ной воде, а «под влиянием деформаций», происходящих в мантии, докем-
брийские платформы вместе с припаянными к ним широкими участками
океанического дна и областями палеозойской консолидации переме-
щаются от зон растяжения к зонам сжатия. В мезозое и кайнозое это
было общее движение масс от Гондванской и Лавразиатской областей
растяжения в сторону Тихого океана и геосинклинального океана
Тетис. . . Площадь этих двух океанов сокращалась под надвигами
одновременно с расширением площади Индийского, Атлантического
550
и Северного Ледовитого океанов» (стр. 30). Вся история дна Атлантиче-
ского океана выглядит, по П. Н. Кропоткину, «как результат растя-
жения, многократных разрывов коры, заполнения образовавшихся
впадин базальтами и осадками, нового разрыва сформировавшейся коры,
повторного заполнения и т. д.» (стр. 20). Механизм тектонических дви-
жений не всегда достаточно четко разъясняется в представлениях
неомобилистов. Например, утверждение о том, что однородные дефор-
мации и движения в мантии «в силу механических особенностей жест-
кой коры. . . становятся крайне неоднородными», а именно кристалли-
ческие щиты почти не несут следов растяжения, а промежуточные
площади «оказываются растянутыми в очень большой степени» (Кропот-
кин, 1967).
В качестве доказательства возможности перемещения континентов
в жестком материале океанического ложа приводятся примеры огром-
ных сдвиговых перемещений по разломам восточной части Тихого
океана. Эти сдвиги «по величине могут соперничать с предполагаемыми
смещениями континентов» (Вакье, 1966, стр. 105), а признание суще-
ствования этих сдвигов ведет к предположению, что «континенты
не участвовали в движениях океанической коры и что последняя подо-
двигалась под (или выдвигалась из-под) континентальные массивы,
вызывая лишь те незначительные геологические и геофизические явле-
ния. которые отмечаются на континентах на продолжении разломов
Мендосин и Меррей» (стр. 109). Механизм этого явления крайне не
ясен. Приходится подвергать серьезному сомнению факт наличия круп-
ных сдвигов по этим разломам. Действительно, магнитометрические
данные по восточной части Тихого океана могут быть в тектоническом
отношении истолкованы самым различным образом. Интерпретация их
как сдвигов является одним из возможных предположений, встреча-
ющим серьезные противоречия в ненарушенности аналогичными попе-
речными сдвигами западного края Североамериканского континента.
Хотя высказывания неомобилистов остаются крайне гипотетич-
ными, они представляются важными, как поиск путей реконструкции
пока трудно представимых форм движений, свойственных жизни нашей
планеты на протяжении геологического длительного времени.
ВНУТРИКОРОВЫЕ ПРОЦЕССЫ
Помимо пограничных и внутримантийных процессов надо считаться
еще с внутрикоровыми процессами, которые также могут приводить
к дислокациям поверхности Земли. В сущности уже процессы гранити-
зации и базификации являются внутрикоровыми, хотя имеют более
глубокие корни. К собственно внутрикоровым процессам относятся
процессы гравитационного перераспределения вещества в земной коре
(соляная тектоника и подобные процессы), преобразования вещества
внутри земной коры, сопровождающиеся увеличением или уменьше-
нием объема, т. е. разуплотнением или уплотнением (гипсовая текто-
ника, возможное разбухание глинистых толщ и др.), вынос вещества
осадочных толщ из глубин на поверхность и заполнение им образовав-
шихся компенсационных впадин (грязевой вулканизм, гидровулканизм).
Все эти процессы не рассматриваются обычно как причины тектониче-
551
ских движений. Но это неправильно, так как внутрикоровые процессы
вызывают антиклинальные (куполовидные) или синклинальные изгибы
земной поверхности, хотя и несравненно меньших размеров, чем
пограничные процессы. Важно подчеркнуть, что механизмы внутри-
коровых и пограничных процессов во многом подобны (образование
и заполнение компенсационных впадин, уплотнение и разуплотнение
вещества) и поэтому первые, как более доступные для изучения, могут
служить моделями вторых, правда, в весьма ограниченном смысле.
ИЗОСТАЗИЯ
Критика изостатической гипотезы, рассматривающей изостазию
как причину тектогенеза (складкообразование), с большой полнотой
дана В. В. Белоусовым (1962). Однако изостазия является планетарным
универсальным регулирующим механизмом, столь же обязательным
для Земли, как ее сферическая форма и слоистое строение. Этот меха-
низм обеспечивает сохранение фигуры Земли как фигуры гидростатиче-
ского равновесия и слоистое распределение вещества Земли в соответ-
ствии с его плотностью. К изостатическим следует отнести также движе-
ния, связанные с инверсией плотности (соляная тектоника).
Механизм изостазии приходит в действие при любом нарушении
гравитационного равновесия в толще Земли. Из универсальности изо-
стазии следует, что изостатические перемещения масс могут происхо-
дить относительно различных уровней. Например, при гравитационных
изостатических перемещениях соляных масс и надсолевых пород уров-
нем изостатического выравнивания является уровень залегания соле-
носной толщи, за счет которой возникают соляные купола (3—10 км).
При вторичной соляной тектонике, заключающейся в перемещениях
соляных и надсолевых масс на плоских срезанных подземной эрозией
вершинах соляных массивов, уровень изостатического выравнивания
может располагаться на глубинах 200—500 м. Несомненен факт изоста-
тической уравновешенности материков и океанов. В этом случае уро-
вень изостатической компенсации, вероятно, располагается глубже
в мантии. В общем же сложный процесс изостатической компенсации
должен происходить одновременно на различных уровнях в зависи-
мости от вовлеченных в него разнообразных больших и малых масс.
«Объемность» изостатического процесса очень хорошо была разъяснена
А. А. Борисовым (1965) на примере платформ. Им показано, что разно-
образные процессы на различных глубинах коры и мантии развиваются
в условиях выдерживающегося изостатического равновесия.
Из рассмотренного примера соляной тектоники следует, что движе-
ния изостатического выравнивания сопровождаются горизонтальным
перетеканием вещества на глубине.
Современные ледниковые области и районы недавнего существова-
ния мощных ледниковых покровов носят следы изостатических переме-
щений, связанных с появлением или исчезновением ледовой нагрузки.
Так, по сейсмологическим определениям мощности льда и гравиметри-
ческим данным установлено, что области Антарктиды и Гренландии
«находятся в состоянии изостатического равновесия, которое наступило
в результате упруго-пластического прогибания земной коры под тя-
552
жестью избыточной нагрузки льда, лежащего выше уровня океана»
(Ушаков, 1960). С. А. Ушаков считает, что изостатически неуравнове-
шенные глыбовые части периферии Восточной Антарктиды могут быть
результатом выдавливания подкорового вещества из-под льдов. Однако
не все согласны с таким объяснением происхождения периферических
поднятий. С. А. Евтеев и Г. И. Лазуков (1964) ссылаются на отсутствие
следов оттока и подтока подкорового вещества в ледниковые и межлед-
никовые эпохи в перигляционных областях. Об этом, по их мнению,
говорят особенности гидрографической сети севера Евразии, которые
не свидетельствуют об обусловленности гляциоизостатическими при-
чинами ритмических колебаний поверхности Земли.
Указывается (Ушаков, 1960, стр. 206), что четвертичные ледники,
покрывавшие территории Канады п Скандинавии, имели большие
размеры и вес и также должны были бы вызывать прогибание коры.
Так как эти области сейчас находятся в изостатическом равновесии,
«время установления изостатического равновесия в геологическом
масштабе ничтожно мало и равно приблизительно 20 тыс. лет».
В соответствии с механизмом изостазии участки земной поверхности
с недостатком масс должны испытывать поднятия, а участки с избыт-
ком масс — погружения. Поэтому сопоставление изостатических
Рис. 97. Зависимость изостатических
аномалий силы тяжеств от высоты
рельефа. По М. Е. Артемьеву (1965)
1а — альпийские геосинклинальные зоны
Евразии; 16 — районы островных дуг; II —
платформы Европы, Западной Африки и
Северной Америки; III — зоны тектони-
ческой активизации в Восточной Африке;
IV — районы оледенения Фенноскандии
и Канады; V — океаны
аномалий и современных пли новейших движений земной поверхности
позволяют судить о том, являются ли эти движения изостатическими
(компенсационными) или же активными тектоническими движениями,
нарушающими изостазию. Исходя из факта очень быстрого восстановле-
ния изостазии после дегляциации, можно полагать, что компенсирова-
ние изостатических аномалий поднятиями или опусканиями должно
553
совершаться также очень быстро. По расчетам, основанным на изоста-
тических аномалиях, Большая Курильская гряда должна была бы опу-
скаться. Поскольку она испытывает относительный подъем, то харак-
тер ее новейших движений «обусловлен не изостатическими силами,
а процессами, происходящими в верхней мантии, о которых свидетель-
ствует вулканизм и сейсмичность данной зоны» (Гайнанов и Ушаков,
1964, стр. 595).
С высокими скоростями изостатической компенсации хорошо увя-
зывается указываемое А. А. Борисовым (1965) характерное устойчивое
изостатическое равновесие платформ, поскольку на платформах движе-
ния, ведущие к нарушению изостатического равновесия, достаточно
медленны. В частности, А. А. Борисов считает, что перестройка коры
в Днепровско-Донецкой впадине происходила синхронно с ее формиро-
ванием в условиях выдерживающегося изостатического равновесия.
Диаграмма М. Е. Артемьева (1965) — рис. 97 — обобщает данные
об изостатических аномалиях в связи с тектоникой. Из этой диаграммы,
в частности, следует, что поскольку аномальные значения распола-
гаются равномерно по обе стороны от линии Agi = 0 можно говорить
о близости земной коры к изостатическому равновесию. Об обусловлен-
ности изостатических аномалий тектоническим процессом свидетель-
ствует локализация отдельных областей на диаграмме. Из контуров
области 16 можно заключить, что во внутренних морях преобразование
коры сопровождается ее утяжелением, а затем опусканием под дей-
ствием изостатических сил.
Наши представления о процессах, происходящих вблизи раздела М
и в мантии, носят пока очень общий и гипотетический характер. Судя
по наблюдаемым на поверхности или в верхних частях земной коры
явлениям (формы рельефа, тектонические формы, движения земной
коры, магматизм), расцениваемым как результат глубинных тектони-
ческих процессов, мы приходим к заключению о приуроченности их
к различным уровням. Судить о глубинности этих процессов мы можем
по разным соображениям с учетом, например, геохимических данных,
данных магматизма, гравиметрических данных, сейсмических явлений
ит. д., однако структурной основой для определения их места в недрах
Земли пока могут служить лишь построенные по сейсмологическим
данным модели ее гипогенной слоистой сферической структуры. В соот-
ветствии с основными элементами этой структуры глубинные тектониче-
ские процессы, естественно, подразделяются на внутримантийные,
пограничные и внутрикоровые.
Сравнительно хорошая изученность поверхности М и установление
корреляционных связей ее структуры с рельефом Земли, ее гравита-
ционным полем и неотектоникой позволяют ряду исследователей,
главным образом геофизикам и геохимикам, высказывать интересные
предположения о природе процессов, протекающих именно вблизи этой
поверхности. С установлением того, что верхняя мантия, по крайней
мере в некоторых районах, обладает более тонкой структурой, чем
считалось раньше, оказывается возможным в ряде случаев уточнять
представления об интервалах глубин, с которыми связаны тектопиче-
554
ские процессы в мантии. Показательна в этом отношении работа
Р. 3. Тараканова и Н. В. Левого (1967) — рис. 98, устанавливающих для
Курило-Японской зоны четыре горизонта с пониженными значениями
Vp на глубинах 50—100 км, 120—160 км, 250—320 км и 360—
440 км. Землетрясения, фокусы которых располагаются на этих интер-
валах глубин, обладают меньшими магнитудами, чем землетрясения
с фокусами, лежащими в интервалах, отвечающих относительно повы-
шенным значениям Vp. Землетрясения сами являются результатом
процессов, природа которых пока не ясна, но механические результаты
Рис. 98. Структура мантии в районе Курило-Японской зоны в сопостав-
лении с размещением фокусов землетрясений. По Р. 3. Тараканову,
Н. В. Левому (1957)
1—магнитуды землетрясений; 2—скорости продольных волн; з—фокусы землетрясений
555>
Все о геологии
http://geo.web.ru/
которых очевидны. Известная коррелируемость землетрясений с косми-
ческими событиями, хотя бы такими, как фазы луны и нутации, при-
водят к мысли о связи глубинных внутримантийных тектонических
процессов с космической обстановкой. Какова бы ни была природа
тектонических процессов, протекающих на различных уровнях, в их
основе могут лежать как внутриземные процессы, так и космические
влияния.
Сама фигура Земли, являющаяся фигурой гидростатического
равновесия, обязана гравитационным силам, которые должны рассма-
триваться как космический, а не как внутриземной фактор. Изменение
формы, а следовательно, и внутренней структуры Земли при изменении
скорости ее вращения также обязано гравитационным силам. Если
допустить, что тектонические дислокации являются результатом при-
способления фигуры Земли к фигуре гидростатического равновесия
после деформации ее за счет космического воздействия, то энергия
тектонической дислокации должна представлять собой лишь часть
энергии, развивавшейся при деформации земного шара. Принимая,
следуя П. Н. Кропоткину и Ю. А. Трапезникову (1963), величину
общей тектонической энергии в 1028 эрг в год, можно придти к вы-
воду, что энергия деформации земного шара полностью обеспечивает
расход тепла Земли (тепловой поток, вулканические извержения
и т. д.). Если это так, то нуждается в уточнении вопрос о природе
теплового потока Земли. Приблизительное равенство величин тепло-
вого потока при различном петрографическом составе осадочной
оболочки на континентальных и океанических площадях заставляет
думать, что тепловой поток в основном обязан не неравномерно распре-
деленному по различным типам горных пород содержанию радиоактив-
ных элементов, а общей для земного шара причине, обязанной его основ-
ному геоэнергетическому ресурсу. В таком случае равномерно распре-
деленный тепловой поток является функцией массы планеты и появ-
ляется при достижении ею некоторой критической величины, при кото-
рой гравитационное поле становится эффективным в смысле придания
ей сферической формы и образования слоистой структуры. Тогда рав-
номерный тепловой поток можно будет рассматривать как общее свой-
ство планет типа Земли. Учитывая повышенное содержание радиоак-
тивных элементов в гранитах и существенное понижение их содержания
от древних гранитов к молодым (см. табл. Холмса у Джеффриса, 1960,
стр. 369), думается, что радиогенное тепло, аккумулируемое в недрах
земной коры, могло становиться причиной некоторых видов региональ-
ного метаморфизма и гранитизации. Убывание процессов гранитизации,
а также деградация геосинклинального режима как общие тенденции
в ходе геологического развития континентов в свете сделанных предпо-
ложений связываются с исчерпыванием ресурсов радиогенного тепла.
Для океанов и континентов базальтовый магматизм, а также планетар-
ные системы разломов могут быть объяснены более общими причинами,
связанными с энергией Земли, как космического тела, и с ее основными
гравитационными источниками энергии.
Однако существует ряд тектонических и магматических процессов,
которые не ограничиваются континентами, а обладают планетарным
распространением. К таким процессам, в частности, относится общий
556
для океанов и континентов, уходящий своими корнями в мантию Земли
базальтовый магматизм. В связи с этим можно высказать мысль, что
исследование базальтового магматизма, интенсивности его проявления
и эволюции состава базальтовых лав на протяжении геологической
истории окажется существенным для изучения жизни Земли, как
космического тела. Планетарная сеть разломов, пересекающих конти-
ненты и океаны, в отличие от локальных тектонических дислокаций
в геосинклинальных областях, также должна быть связана с жизнью
Земли в целом, как планеты, с ее общими механическими напряжениями
и их изменениями в связи с космической обстановкой.
ЗАКЛЮЧЕНИЕ
Слоистая структура тесно связана с гравитационным полем Земли,
с ее размерами и фигурой. Изучение слоистой структуры осадочной
оболочки представляет путь к познанию истории Земли как последова-
тельности ее напластований, так и развития ее, как планеты. Несом-
ненно, что в гипергенной слоистой структуре отражены внешние усло-
вия для большей части времени существования Земли. Гипогенная слои-
стая структура может рассматриваться как результат глубинных про-
цессов, также регулируемых гравитационным полем Земли. Дислока-
ции слоистой структуры, по-видимому, надо рассматривать в основном
как результат ее приспособления к изменениям фигуры в связи с изме-
нениями скоростей вращения и разнообразными возможными внешними
влияниями.
Огромные размеры Земли (ее экваториальный радиус 6378 км)
и ее совершенно незначительная изученность (самая глубокая скважина
7,7 км) обусловливают сугубо гипотетический характер наших предста-
влений о глубинных процессах и о роли в них собственно внутриземных
и внешних факторов.
При таком состоянии изученности Земли эффективность исследо-
ваний и прогресс наших знаний в области тектоники могут быть обеспе-
чены лишь на надлежащей методической основе. Сложностью строения
и развития Земли, связанными с разнообразными механическими,
физическими, химическими, биологическими и иными преобразова-
ниями, обусловливаются сложность подхода к ее изучению и разнообра-
зие применяемых методик. В частности, в тектонических исследованиях
намечаются, по крайней мере, три направления, содержащих три раз-
личных методических подхода.
Первой задачей тектоники является выделение геологических тел,
выяснение положения их в пространстве или, иными словами, исследо-
вание геологической структуры в ее статическом положении. В этом
направлении необходимо использовать принцип специализации и стре-
миться к разработке методики выделения, описания, сравнения и клас-
сификации геологических тел и структур.
558
Выяснение последовательности образования геологических тел,
последовательности событий геологической истории и генезиса геологи-
ческих объектов является содержанием второго — историко-генетиче-
ского направления тектонических исследований, заключающихся в ре-
троспективных построениях с использованием принципов последова-
тельности напластования и унаследованности.
Структурные и историко-генетические направления взаимно свя-
заны и взаимно необходимы. Нельзя себе мыслить историко-генетиче-
ские исследования без структурных и полноценные структурные иссле-
дования без историко-генетических.
Изучение современных движений земной поверхности и обусловли-
вающих их процессов составляет третье — динамическое — направле-
ние тектонических исследований, использующее принципы физики
и механики и включающее экспериментальный метод (эксперименталь-
ная тектоника).
Структурное, историко-генетическое и динамическое направления
тесно связаны друг с другом, что проявляется, например, в изучении
механизма формирования дислокаций или в разработке представлений
о тектонических движениях геологического прошлого. Все три направле-
ния, хотя они и тесно связаны друг с другом, будучи объединены
общими объектами, а часто и общими задачами исследования, в мето-
дическом отношении совершенно самостоятельны. Смешение этих трех
направлений неизбежно ведет к недоразумениям. Создание строгой мето-
дологии тектонических исследований тем более важно и своевременно,
что тектоника, являющаяся связующим звеном других геологических
дисциплин, призвана играть важную роль в обеспечении человечества
минеральносырьевыми ресурсами и предохранении его от тех трудно-
стей и стихийных бедствий, которые связаны с движениями Земли.
ЛИТЕРАТУРА
Абакелия М. С. Кюрдамирский гравитационный хребет. IX конфе-
ренция, посвященная 25-летию установления Советской власти в Грузии. Изд-во
АН Груз. ССР, 1946.
А в г я н Г. М., Воларович М. II., Дортман Н. Б., Хра-
мов А. Н. Физическая связь горных пород. Сов. геология, № 2, 1966.
А в д у с и н П. П. К петрографии продуктов извержения грязевых вул-
канов Крымско-Кавказской геологической провинции. Изд-во АН СССР, 1930.
Авдусин П. П., Цветкова М. А. О влиянии тектоники на струк-
туру нефтяного пласта. Тр. Ин-та нефти АН СССР, т. 3. Изд-во АН СССР, 1954.
Аверьянова В. Н. Некоторые закономерности систем дислокаций
на Дальнем Востоке. Изв. АН СССР, серия геол., № 5, 1965.
Авилов А. К. Мощность современных отложений в Белом море. Бюлл.
МОИП, отд. геол., № 3, 1951.
Авров В. Я. О формировании нефтяных залежей Урало-Эмбенской
области. Нефтяное хозяйство, № 3, 1951.
Агабеков М. Г. О нескольких типах в так называемых «диапировых
структурах Азербайджана». Докл. АН АзССР, т. II, № 3, 1946.
Агабеков М. Г. Тектоника Аташкя-Шабандагской антиклинальной
структуры и ее мнимая связь с диапиризмом. Изв. АН АзССР, отд. геол., хим.
и нефти, № 11, 1946.
Агабеков М. Г. Связь залегания подкирмакинской свиты (ПК) с тек-
тоникой Апшеронского полуострова. Изв. АН АзССР, № 2, 1946.
Агабеков М. Г. О некоторых закономерностях в расположении гря-
зевых вулканов Нижне-Куринской депрессии. Докл. АН АзССР, т. 2, № 2, 1946.
Агабеков М. Г. Примеры вторичной складчатости в Западном Азер-
байджане и их практическое значение. Докл. АН АзССР, т. 9, № 2, 1953.
Агабеков М. Г., Багирзаде Ф. М. Извержение грязевого вул-
кана Хамамдаг. Докл. АН АзССР, т. 4, № 11, 1948.
Агабеков М. Г., Султанов К. М. К вопросу о тектонике нео-
геновых отложений Западного Азербайджана. Изв. АН АзССР, № 1, 1954.
Агаларова Д. А. Корни грязевых вулканов Азербайджана. Азнефте-
издат, 1945.
Ажгирей Г. Д. О механизме складчатости. «Геология и горное дело»,
сб. 16, Моск, ин-т цветных металлов. Металлургиздат, 1947.
Ажгирей Г. Д. Участие древнего кристаллического основания в аль-
пийской складчатости Центрального Кавказа. Бюлл. МОИП, отд. геол., № 4, 1952.
Ажгирей Г-Д. Структурная геология. Изд-во МГУ, 1956.
Ажгирей Г. Д. Структурная геология. Изд-во МГУ, 1966.
Алексеев Ф. А. О природе выходов кембрия и силура в области
главного девонского поля и мелкой складчатости в силуре и девоне Ленинград-
ской области. Бюлл. МОИП, отд. геол., № 3, 1947.
560
Алиев А. Г., А к а е в а В. П. О молассовой формации Азербайджана.
Докл. АН СССР, т. 128, № 4, 1959.
Аляев С. А. Новые данные о тектонике Керченского полуострова. Изв.
АН СССР, серия геол., № 6, 1947.
Амурский Г. П., Борисов А. А., Ж у к о б о р с к и й Ф. Я.
О приразломных валах Каракумской области эпигерцинской платформы. Нефте-
газовая геол, и геоф., № 12, 1964.
Андреев В. П., Бредовой В. В., Гольдшмидт В. И.,.
Кузь минЮ. И., Морозов М. Д., Эйдлин Р. А. Размещение основ-
ных разломов земной коры в Казахстане и связь с ними ареалов интрузивного
магматизма. Сов. геология, № 8, 1966.
Андреев Б. А. Послойная зональная физическая связь осадочных
пород и ее связь со структурами платформенных областей. Сов. геология, сб. 61,.
1957.
Андреева Р. И. Установление разрывных нарушений и их возраста
по данным сейсморазведки. Геология нефти и газа, № 8, 1964.
Апресов С. М. Нефтеносность юго-западной подводной полосы Каспий-
ского моря. Тр. ГРК Азнефти, вып. 5. Азнефтеиздат, 1933.
Апресов С. М. Роль дизъюнктивной дислокации в нефтяных место-
рождениях. Тр. Азерб. индустр. ин-та (реф. сборн.), 1946.
Апресов С. М. О диапиризме на восточном погружении Кавказского-
хребта. Азерб. нефтяное хозяйство, № 4, 1947.
Апресов С. М. О силах, образующих складчатость. Изв. АН АзССР,
№ 6, 1951.
Апресов С. М. Ответ на статью И. В. Кирилловой и А. А. Сорского —
о гипотезе контракции, складкообразования и пластическом течении вещества.
Изв. АН АзССР, № 3, 1952.
Апресов С. М. Соляная тектоника и диапиризм. Нефтяное хозяйство,
№ 4, 1954.
Апродов В. А. Гляциальные дислокации высоких речных террас в ок-
рестностях Перми. Изв. АН СССР, серия геол., № 6, 1940.
Апродов В. А. Структурно-геотектоническая классификация глубин-
ных разломов. В кн.: «Глубинные разломы». Изд-во «Недра», 1964.
Апродов В. А. О платформах и геосинклиналях. Жизнь Земли. Сб.
музея землевед. Изд-во МГУ, № 2, 1964.
Апродов В. А. Новейшая структурная геология. В кн.: «Жизнь Земли».
Изд-во МГУ, № 3, 1965.
Арган Эмиль. Тектоника Азии. ОНТИ, 1935.
Армашевский П. Общая геологическая карта России. Лист 46,
Полтава — Харьков, ТГК, т. XV, № 1, 1903.
Арсентьев В. П. О поперечных структурах, расположенных по бис-
секторам складчатых и островных дуг. Геотектоника, № 6, 1966.
Артемьев М. Е. Нарушение изостатического равновесия и направлен-
ность вертикальных движений земной коры. Докл. АН СССР, т. 160, № 5,1965.
Артюшков Е. В. Образование конвективных деформаций в слабо
литифицированных осадочных породах. Изв. АН СССР, серия геол., № 12, 1965.
Архангельский А. Д. Введение в изучение геологии Европейской
России. Гослитиздат, 1923.
Архангельский А. Д. Несколько слов о генезисе грязевых вулка-
нов Апшеронского полуострова и Керченско-Таманской области. Бюлл. МОИП,
№ 3—4, 1925.
Архангельский А. Д. Оползание осадков на дне Черного моря
и геологическое значение этого явления. Бюлл. МОИП, отд. геол., № 1—2, 1930.
Архангельский А. Д. Геологическое строение СССР. Европейская
и Средне-Азиатская части. Горноразведочное изд-во, 1932.
Архангельский А. Д. Геологическое строение СССР. Западная
часть. ОНТИ, 1934.
Архангельский А. Д. О некоторых спорных вопросах тектони-
ческой терминологии и тектоники СССР. Изв. АН СССР, серия геол., № 1, 1939.
Архангельский А. Д. Геологическое строение и геологическая
история СССР. Ч. 1. Гостоптехиздат, 1941.
Архангельский А. Д. Геологическое строение и геологическая
история СССР. Ч. II. Госгеолиздат, 1948.
36 Заказ 206. -- ------------—--------------------------- 561
Архангельск и й А. Д., М и х а й л о в А. А., Федынск и й В. В.,
Лист и х Е. Н. Геологическое значение аномалий силы тяжести в СССР. Изв.
АН СССР, серия геол., № 4, 1937.
Архангельский А. Д., Розе П. В., К о л ю б а к и н В. В.,
Падеревская А. И. Тектоника докембрийского фундамента Восточно-
Европейской платформы по магнитным данным. Изв. АН СССР, серия геол., .V 2,
1937.
Архангельский А. Д., Федыне кип В. В. Геологические ре-
зультаты гравиметрических работ в Восточном Азербайджане. Бюлл. МОИП,
серия геол., Xs 3—4, 1932.
Архангельский А. Д., Ф е д ы н с к и й В. В. Геологические ре-
зультаты гравиметрических исследований в Средней Азии и Юго-Западном Казах-
стане. Изв. АН СССР, серия геол., № 1, 1936.
Архангельский А. Д., Шатский Я. С. Схема тектоники
СССР. Бюлл. МОИН, отд. геол., Л» 4, 1933.
Архангельский А. Д., Шатский Н. С., М е н н е р В. В.,
Павловский Е. В., Херасков Н.П. и др. Краткий очерк геологи-
ческого строения СССР. Изд-во АН СССР, 1937.
Асланян А. Т. Энергетический баланс Земли и контракционный меха-
низм. Докл. АН СССР, т. 14, № 5, 1951.
Атаманов А. В., Лугов С. Ф., Фейгин Я. М. Новые данные
по геологии Ловозерского массива. Сов. геология, № 2, 1961.
Афанасьев Г. Д. О некоторой интерпретации геофизических данных
о строении земной коры. Изв. АН СССР, серия геол., № 7, 1960.
Афанасьев Г. Д., Баюк Е. П., Беликов Б. П., Бор-
сук А. М. и др. Физические свойства горных пород в структурно-формацион-
ных зонах Северного Кавказа и их значение для интерпретации геофизических
данных. Изв. АН СССР, серия геол., № 9, 1965.
Бабаев А. Г., Лебзин Е. В. Структура мезозойско-кайнозойских
отложений равнинных пространств Западного Узбекистана и ее формированпе.
В кн.: «Молодые платформы». Изд-во «Наука», 1965.
Бакиров А. А. Главнейшие черты геотектонического развития внут-
ренней части Русской платформы. Тр. ВНИИГАЗ, сб. «К геологии центр, обл.
Русской платформы». Гостоптехиздат, 1951.
Бакиров А. А. Основные черты тектонического строения Верхнего
Поволжья. Сб. «Памяти акад. И. М. Губкина». Изд-во АН СССР, 1951.
Бакиров А. А. Главнейшие черты региональной тектоники Туран-
ской плиты Средней Азии в связи с изучением закономерности размещения на ее
территории крупных нефтегазоносных областей. В кн.: «Молодые платформы».
Изд-во «Наука», 1965.
Б а к л а е в Я. П., Овчинников Л. Н. Структурно-тектонические
закономерности размещения контактово-метасоматических зндогенных месторожде-
ний на Урале. Сов. геология, Xs 9, 1964.
Балаев В. А., Егорова Н.П. О тектоническом развитии Уфим-
ского плато. Докл. АН СССР, т. 112, X» 5, 1957.
Баласанян С. И. Прерывистость интрузивных извержений и восста-
новление истории тектонических движений (на примере Армении). Докл. АН СССР,
т. 115, № 5, 1957.
Банковский В. А. Трещиноватость в породах карбона центрального
района Донецкого бассейна. Тр. геол.-исслед. бюро Главуглеразведки, вып. 5.
Углетехиздат, 1949.
Баранов В. И., Кузьмина Л. А. Содержание радиоактивных
элементов в донных отложениях Тихого океана в районе Японских островов. Гео-
химия, № 1, 1957.
Барков А. С. Словарь-справочник по физической географии. Изд.
3-е, Учпедгиз, 1954.
Баулин В. В. Мощность мерзлых толщ, как один из показателей текто-
нического строения района. Геол, и геоф., X» 1, 1966.
Башарин А. К. Типы несогласного залегания слоев. Геол, и геоф..
Xs 9, 1961.
Бедер к еЭ. К вопросу геологии и геофизики глубин. Сб. «Вопросы совре-
менной зарубежной тектоники». Изд-во иностр, лит., 1960.
562 ----------------------------—___________________________________
Безруков П. Л. Об осадках глубоководных океанических впадин
Идзу-Бонинской, Марианской и Рюкю. Докл. АН СССР, т. 114, № 2, 1957.
Безруков П. Л., Р о м а н к е в и ч Е. А. К стратиграфии и литологии
донных отложении северо-западной части Тихого океана. Докл. АН СССР, т. 130,
№ 2, 1960.
Безруков П. Л., У д и н ц е в Г. Б. Новые данные о геологическом,
строении Дальневосточных морей. Докл. АН СССР, т. 91, № 2, 1951.
Беккер Ю. Р. Основные типы формаций Уральской складчатой области.
Сов. геология, № 12, 1965.
Б е л е в ц е в Я. Н. О фазах формирования структур Криворожской мета-
морфической полосы. Докл. АН СССР, т. 86, № 5, 1953.
Белевцев Я. Н., Тохтуев Г. В. К вопросу о рациональности
термина «кливаж». Изв. АН СССР, серия геол., № 4, 1953.
Белевцев Я. Н., Тохтуев Г. В. Типы кливажа и его классифи-
кация. Сов. геология, № 2, 1966.
Белицкий А. А. К вопросу о механизме образования кливажных
трещин. Изд-во АН СССР, Зап.-Сиб. филиал, 1949.
Белицкий А. А. Классификация тектонических разрывов и геометри-
ческие методы их изучения. Госгеолпздат, 1952.
Б е л о с т о ц к и й И. И. О тектонических покровах и гравитационных
структурах западной части Центральных Динарид. Статья 1. Тектонические по-
кровы. Бюлл. МОИП, отд. геол., № 6, 1963.
Белостоцкий И. И. О тектонических покровах и гравитационных
структурах западной части Центральных Динарид. Статья 2. Гравитационные
структуры. Бюлл. МОИП, отд. геол., № 1, 1964.
Белостоцкий И. И. Тектонические покровы Динарид. Изв. АН
СССР, серия геол., № 2, 1965.
Белоусов В. В. Изучение мощности отложений как метод геотекто-
нического анализа и приложение этого метода к исследованию верхнеюрских
и нижнемеловых отложений Кавказа. Проблемы сов. геологии, № 2, 1937.
Белоусов В. В. Большой Кавказ. Тр. ЦНИГРИ, вып. 108, 1938;.
вып. 121, 1940; вып. 126, 1939.
Белоусов В. В. Основные вопросы механизма складкообразования.
Бюлл. МОИП, № 3, отд. геол., 1947.
Белоусов В. В. О происхождении складчатости. Сов. геология, сб. 16»
1947.
Белоусов В. В. Условия формирования идиоморфной складчатости.
Тр. Пн-та геогр. геофизики, т. III. Изд-во АН СССР, 1947.
Белоусов В. В. Общие закономерности геотектонического процесса.
Изв. АН СССР, серия геол., № 5, 1948.
Белоусов В. В. Общая геотектоника. Геолиздат, 1948.
Белоусов В. В. Эффект глубины в пластической деформации. Бюлл.
МОИП, отд. геол., № 5, 1949.
Белоусов В. В. К вопросу о механизме ориентировки минералов
в горных породах. Бюлл. МОИП, № 5, 1950.
Белоусов В. В. Проблемы строения Земли и ее развития. Изв. АН
СССР, серия геол., т. XV, № 1, 1951.
Белоусов В. В. Очередные проблемы общей геотектоники.. Сов. геоло-
гия, сб. 41, 1954.
Белоусов В. В. Основные вопросы геотектоники. Госгеолтехиздат, 1954.
Белоусов В. В. Значение работ М. М. Тетяева о развитии геотектоники..
Сб. «Проблемы тектоники». Госгеолтехиздат, 1961.
Белоусов В. В. Структурная геология. Изд-во МГУ, 1961.
Белоусов В. В. Основные вопросы геотектоники. Госгеолтехиздат, 1962.
Белоусов В. В. Проблемы происхождения складчатости. В кн.г «Склад-
чатые деформации земной копы, их типы и механизм образования». Изд-во АН
СССР. 1962.
Белоусов В. В. Складчатость Триалетского хребта. В кн.: «Складча-
тые деформации земной коры, их типы и механизм образования». Изд-во АН СССР,
1962.
Белоусов В. В. Некоторые вопросы развития земной коры и верхней
мантии материков. Геотектоника, № 1, 1967.
36*
563
Белоусов В. В., Гзовский М. В., Г о р я ч е в А. В. О струк-
туре Восточных Альп в связи с некоторыми общими тектоническими представле-
ниями. Бюлл. МОИП, отд. геол., № 1 и 2, 1951.
Белоусов В. В., Кузнецова К. И. К вопросу о физических
условиях образования тектонических разрывов. Изв. АН СССР, серия геогр.
и геофизич., № 6, 1949.
Белоусов В. В., Р у д и ч Е. М. О месте островных дуг в истории
развития структуры Земли. Сов. геология, № 10, 1960.
Белоусов В. В., Я р о ц к и й Л. А. Грязевые сопки Керченско-
Таманской области, условия их возникновения и деятельности. Тр. Гелиегазраз-
ведка, вып. 8, ОНТИ, 1936.
Белый В. Ф. Стратиграфия и тектоника северной части Охотско-Чаун-
ского вулканического пояса. Мат-лы по геол, и пол. иск. Северо-Востока СССР,
№^15, 1961.
Белый В. Ф., Т и л ь м а и С. М. Тектоника и история развития Охот-
ско-Чукотского вулканического пояса. Геотектоника, № 2, 1966.
Беляевский Н. А. Структурный шов Западного Сихотэ-Алиня. Докл.
АН СССР, т. 77, № 6. 1951.
Беляевский Н. А., Бор псов А. А. Возможная роль основных
интрузий в магматической активизации платформ и древних складчатых соору-
жений. Тезисы докл. совещ. по проблемам тектоники. Изд-во АН СССР, 1962.
Беляевский Н. А., Громов Ю. Я. Центральный Сихотэ-Алпнь-
ский структурный шов. Докл. АН СССР, т. 103, № 1, 1955.
Б е м м е л е н Ван Р. В. Горообразование. Изд-во иностр, лит., 1956.
Бем мелен Ван Р. Системы течений в силикатной оболочке. Сб. «Вопро-
сы современной зарубежной тектоники». Изд-во иностр, лит., 1960.
Бененсон В. А., Тумарев К. К. Анализ геологического развития
нефтегазоносных структур Жетыбай и Узень (Южный Мангышлак). Геология
нефти и газа, № 12, 1966.
Б е н ь к о Е. И., Е х а н и н Е. В., Ж а д н о в а В. П., М и т а -
лев И. А. К вопросу о периодичности тектонических движений. Гео-
логия нефти и газа, № 7, 1965.
Бенько Е. И., Е хан ин Е. В., Жаднова В. И., М и т а-
л е в И. А. Классификация локальных структур Западно-Сибирской
низменности по характеру истории тектонического развития. Нефтепром, геол,
и геоф., № 9, 1965.
Билибин Ю. А. Общие вопросы металлогении золота. Сб. «Избранные
труды», т. II. Изд-во АН СССР, 1959.
Биллингс М. П. Структурная геология. Изд-во иностр, лит., 1949.
Бирина Л. М. Об асимметрии эпейрогенических движений каменно-
угольного периода в Подмосковье. Бюлл. МОИП, № 2, отд. геол., 1949.
Б л и с л а в к а А. Г., И в а н ч у к П. П., Кубасов И. М. Проблемы
гидровулканизма на Зеаглы-Дарвазинском поднятии и влияние их на создание
газовых залежей. Нефтегазовая геология и геофизика, № 6, 1966.
Б л и с л а в к а А. Г., Иванчук П. П., Кубасов И. М. Новые
представления о геосинклинальной нефти восточной части Зеаглы-Дарвазинского
поднятия в связи с проявлениями гидровулканизма в кайнозойскую эру. Изв.
АН СССР, серия геол., № 8, 1966.
Бобриевпч А. П., Крятов Б. М., Щукин В. Н. Некоторые
данные по геологии и петрографии сибирских кимберлитов. Тр. ЯФ СО АН СССР,
сб. № 6 (Алмазы Якутии). Изд. АН СССР, 1961.
Бобров Ю. П. О методике изучения истории формирования платфор-
менных тектонических поднятий. Нов. нефт. и газ. техн., № 11, 1961.
Богданов А. А. О происхождении горизонтов глинистых брекчий
в каменноугольном флише бассейна р. Сакмара. Изв. АН СССР, серия геол.,
№ 6, 1946.
Богданов А. А. Зависимость интенсивности кливажа от мощности
пласта. Сов. геология, сб. 16, 1947.
Богданов А. А. Тектоника Ишимбайского Приуралья. Изд-во МОИП,
1947.
Богданов А. А. Несогласия, их типы и значение их изучения. Изв.
АН СССР, серия геол., № 2, 1949.
564 ------------------------------------------------------------------
Богданов А. А. Тектоника западной части Центрального Казахстана.
Сов. геология, сб. 41, 1954.
Богданов А. А. О некоторых проблемах тектоники Европы. Вестник
МГУ, № 5, 1961.
Богданов А. А. О термине «структурный этаж». Статья 3. Бюлл. МОИП,
отд. геол., № 1, 1963.
Богданов А. А. О некоторых общих вопросах тектоники древних
платформ на примере Восточно-Европейской платформы. Сов. геология, № 9,
1964.
Богданов А. А. Тектоническое районирование палеозоид Централь-
ного Казахстана и Тянь-Шаня. Ст. 2. Варисцийские складчатые системы. Бюлл.
МОИП, отд. геол., № 6, 1965.
Богданов А. А., Муратов М. В., Хайн В. Е. Об основных
структурных элементах земной коры. Бюлл. МОИП, отд. геол., № 3, 1963.
Богданов Н. А. Тектоническое развитие Японии и Сахалина в палео-
зое. Изв. АН СССР, серия геол., № 6, 1965.
Богданов Н. А. Строение палеозоид запада Тихоокеанского кольца.
Геотектоника, № 2, 1966.
Богданович К. И. Два пересечения Главного Кавказского хребта.
Тр. геол, ком., т. XIX, № 1, 1902.
Боголепов К. В. О тектонической природе фундамента северной части
Западно-Сибирской низменности. Геол, и геофиз., № 12, 1962.
Боголепов К. В. Опыт тектонического районирования и классифика-
ции основных послетриасовых структур Сибири и Дальнего Востока. Геол, и гео-
физ., № 4, 1963.
Боголепов К. В. К вопросу о стадиях развития земной коры. Геол,
и геофиз. № 6, 1965.
Боголепов К. В. Эпикратонные складчатые комплексы. В кн.: «Гео-
логическое строение земной коры Сибири и Дальнего Востока». Изд-во СО АН СССР,
1965.
Болк Р. Структурные особенности изверженных горных пород. Госгеол-
издат, 1946.
Боннати Э. Механизмы глубоководного вулканизма в южной части
Тихого океана. Второй Межд. океанол. конгр. Тезисы. Изд-во «Наука»,
1966.
Бончковский В. Ф. Методы измерения наклонов земной поверхности
в некоторые результаты этих измерений. Тр. совещ. по методам изучения движений
и деформации земной коры. Геодезиздат, 1948.
Борисов А. А. Об эволюции земной коры в процессе тектогенеза. Изв.
АН СССР, серия геол., № 2, 1963.
Борисов А. А. Морфология поверхности Мохоровичича и ее структурное
значение. Сов. геология, № 4, 1964.
Борисов А. А. Геофизическая характеристика платформенных терри-
торий. Геотектоника, № 3, 1965.
Б о р и с я к А. А. Теория геосинклиналей. Изв. Геолкома, № 1, 1924.
Боровиков Л. И., Спижарский Т. Н. Принципы расчлене-
ния и корреляции докембрийских отложений. Геол, и геофиз., № 1, 1965.
Борсук А. М., Масуренков Ю. П. Об эксплозивных формах
интрузивного процесса. Изв. АН СССР, № 4, 1964.
Борукаев Ч. Б., Дьяконов А. И. О Туапсинской зоне попе-
речных сдвигов. Докл. АН СССР, т. 155, № 3, 1964.
Борукаев Ч. Б. О палииспастических построениях. Тезисы докл. на
VI сессии науч, совещ. по тектонике Сибири и Дальнего Востока. Новосибирск,
1968.
Ботвинкина Л. Н. О классификации различных типов слоистости.
Изв. АН СССР, серия геол., № 5, 1950.
Ботвинкина Л. Н. О возникновении диагенетической слоистости.
Докл. АН СССР, т. 125, № 1, 1959.
Ботвинкина Л. Н. Слоистость осадочных пород. Тр. Геол, ин-та
АН СССР, вып. 59. Изд-во АН СССР, 1962.
Ботвинкива Л. II. Методическое руководство по изучению слоистости.
Изд-во «Наука», 1965.
565
Ботвинкина Л. Н. Ритмпт — особый текстурный тип породы смешан-
ного состава. Литология и полезн. ископ., № 5, 1966.
Бочкарев В. С. О геотектонических условиях формирования нижне-
мезозойских депрессий восточного склона Урала и Зауралья. Изв. АН СССР,
серия геол., № 9, 1964.
Бровков Г. И., Могилев А. Е. К вопросу о классификации тер-
ригенных пород по вещественному составу. Литология и полезн. ископ., № 6, 1965.
Брод И. О. Очерк геологического строения и геоморфологии Восточного
Предкавказья. Сб. «Нефт. месторожд. Восточного Предкавказья». Изд-во Гроз-
нефтекомбината, 1937.
Бронгулеев В. В. О распространении, морфологии и генезисе мелкой
тектонической складчатости на территории восточной части Русской платформы.
Сов. геология, сб. 16, 1947.
Бронгулеев В. В. Амагматические инъекционные явления на плат-
форме. Бюлл. МОИП, отд. геол., т. XXII, Я° 6, 1947.
Бронгулеев В. В. О следах горизонтального послойного течения
в толще коренных отложений платформы. Докл. АН СССР, т. 65, № 3, 1949.
Бронгулеев В. В. Мелкая складчатость платформы. Изд-во МОИП,
1951.
Бронгулеев В. В. Основные генетические типы складчатых струк-
тур земной коры. Сов. геология, вып. 54, 1956.
Бронгулеев В. В. Строение среднепалеозойского структурного
этажа хребта Большой Каратау в связи с проблемой складкообразования. Тезисы
докл. совещ. по проблемам тектоники. Изд-во АН СССР, 1962.
Бубнов С. Н. Основные проблемы геологии. Изд-во МГУ, 1960.
Будько В. М. Типы разрывных нарушений красноцветной толщи полу-
острова Челекен. Докл. АН СССР, т. 121, № 4, 1958.
Б у л и н Н. К. Некоторые данные о строении подкорового слоя на терри-
тории Туркмении. Бюлл. МОИП, отд. геол., № 1, 1963.
Б у л и н Н. К. О глубинных разломах земной коры на территории Турк-
мении. Изв. АН СССР, серия геол., № 8, 1964.
Б у л и н Н. К. Строение земной коры в Туркмении по сейсмологическим
данным. Сов. геология, № 12, 1965.
Б у л и н а Л. В. О выделении разрывных нарушений на Сибирской плат-
форме по данным аэромагнитной съемки. Геол, и геофиз., № 2, 1964.
Буртман В. С., Лукьянов А. В., Пейве А. В., Ружен-
цев С. В. Горизонтальные перемещения по разломам и некоторые методы их
изучения. Тр. ГИН, вып. 80, Изд-во АН СССР, 1963.
Буряк В. А., Лобанов М. И., Хренов П. М. Роль глубинных
разломов в размещении фаций метаморфизма и эндогенного докембрийского оруде-
ненпя в складчатом обрамлении юга Сибирской платформы. Докл. АН СССР,
т. 168, № 2, 1966.
Бухарцев В. П., Мирч и н к М. Ф. К методике геолого-статпсти-
ческого анализа локальных структур. Сб.: «Опыт применения матем. и статистики».
ЦНИИИТЭ нефтегаз, серия геол., 1962.
Б у ш и н с к и й Г. И. Геохпмпя осадочного процесса. Спутник полевого
геолога-нефтяника. Гостоптехиздат, 1952.
Б у я л о в Н. И., Захаров Е. В. Основные черты рельефа современ-
ной поверхности фундамента территории СССР в связи с оценкой перспектив нефте-
газоносности. Сов. геология, № 4, 1964.
В а к ь е В. Магнитные данные о горизонтальных смещениях ложа Тихого
океана. В кн.: «Дрейф континентов». Изд-во «Мир», 1966.
Варданьянц Л. А. О верхнечетвертичной орогенической фазе. Тр.
сов. секции Междунар. ассоц. по изучению четвертичного периода, вып. IV, 1939.
Варенцов М. И. Борьба на два фронта в современной геологии —•
против неокатастрофистов и вульгарных эволюционистов. Сов. геология, №8,1939.
Варенцов М. И. Геологическое строение и нефтеносность западной
части Куринской депрессии и смежных областей Грузии. Изв. АН СССР, отдел
тех. наук, № 1, 1948.
Варенцов М. И. Геология и нефтеносность Венского бассейна. Сб.
иосвящ. памяти И. М. Губкина. Гостоптехиздат, 1943. Изв. АН СССР, отд. техн,
наук, № 1, 1948.
566
В а р с а н о ф ь е в а В. А. Происхождение н строение Земли. Госгео.т-
пздат, 1945.
Васильев Ю. М., Звягельский А. А., Под горбун-
ок и й С. Л. Чалкарский соляной массив в Северном Прикаспии. Докл. АН СССР
т. 121, № 6, 1958.
Васильковский Н. П. О связи складкообразования и магматиче-
ской деятельности. Бюлл. МОИП, отд. геол., № 4, 1948.
Васильковский Н. П. О проблеме развития земной коры. Тезпсы
докл. совещ. по проблемам тектоники. Изд-во АН СССР, 1962.
Васильковский Н.П. О направленности геологических процес-
сов в истории Земли. Геол, и геофпз., № 11, 1962.
Васильковский Н. П., Т у е з о в И. К. Некоторые важнейшие
задачи изучения советской части Тихоокеанского подвижного пояса. Геол, и
геофиз., № 8, 1966.
Вассоевич Н. Б. О некоторых признаках, позволяющих отличить
опрокинутое положение флишевых образований от нормального. Тр. ГИН АН СССР,
т. II. Изд-во АН СССР, 1932.
Вассоевич Н. Б. О времени проявления на Кавказе орогеническпх
фаз альпийской эры дислокаций. Тр. Азербайдж. нефт. геол.-разв. треста, выл. 10.
Азнефтеиздат, 1934.
Вассоевич Н. Б. К вопросу об условиях образований флиша. Изв.
АН СССР, серия геол., № 4, 1940.
Вассоевич Н. Б. О крупных тектонических покровах в Восточном
Закавказье. Зап. Мин. об-ва, № 2—3, 1940.
Вассоевич Н. Б. Эволюция представлении о геологических фациях.
Лптологнч. сб., № 1, 1948.
Вассоевич II. Б. Слоистость и фации. Изв. АН СССР, серия геол.,
№ 2, 1949.
Вассоевич Н. Б, Слоистость в свете учения об осадочной дифферен-
циации. Изв. АН СССР, серия геол., № 5, 1950.
Вассоевич Н. Б. Условия образования флиша. Гостоптехпздат, 1951.
Вассоевич Н. Б. История представлений о геологических формациях
(геогенерациях). В кн.: «Осадочные и вулканогенные формации». Изд-во «Недра»,
1966.
Вассоевич Н. Б., Коротков С. Т. К познанию явлений круп-
ных подводных оползней в олигоценовую эпоху на Северном Кавказе (в Майкоп-
ском округе). Тр. НГРИ, серия А, вып. 52. ОНТИ, 1935.
Вахрамеев В. А. Подводные оползни на границе мела и палеогена
в верховьях р. Копра. Докл. АН СССР, т. XXVII, № 9, 1940.
Вахрушев Г. В., Рождественский А. П. О тектонике се-
верной части Прикаспийской депрессии. Изв. АН СССР, серия геол., № 4,
1953.
В а ш и ч е к Милослав. Задачи палеонтологии в области изучения оса-
дочных пород и осадочных месторождений полезных ископаемых. Бюлл. МОИП,
отд. геол., № 6, 1955.
В а щ и л о в Ю. Я. Закономерности в распределении глубин заложения
разломов. Сов. геология, № 3, 1967.
Вебер В. В. Детальная геологическая карта Апшеронского полуост-
рова. Планшет II-3 (Новханы). Тр. НГРИ, серия А, вып. 32. ГНТИ, 1932.
Вебер В. В. Геологическая карта Кабристана. Тр. НГРИ, серия А,
вып. 62. ОНТИ, 1935.
Вебер В. В., Федынскпй В. В. Гравиметрическая карта Юго-
Восточного Кавказа в палеогеографическом освещении. Изв. АН СССР, серия
геол., № 5, 1947.
Вег манн Е. Общий обзор. В кн.: «Живая тектоника». Изд-во иностр,
лит., 1955.
Вегманн Е. Ярусная тектоника и схемы дифференциации горных пород.
Сб. «Вопросы соврем, заруб, тектоники». Изд-во иностр, лит., 1960.
Веллман Г. В. Четвертичная тектоника Новой Зеландии. В кн.: «Жи-
вая тектоника». Изд-во иностр, лит., 1957.
Вернадский В. И. Несколько слов о работах М. В. Ломоносова
по геологии и минералогии. Изд-во АН СССР, 1911.
567
Вернадский В. И. Очерки геохимии. Горгеонефтеиздат, 1934.
Вернадский В. И. Химическое строение биосферы Земли и ее окру-
жения. Изд-во «Наука», 1965.
Веселовская М. М., За видонова А. Г. Докембрий районов
Калужского поднятия по материалам глубокого бурения. Изв. АН СССР, серия
геол., № 1, 1952.
Викторов А. М. Базальтовые столбы Яновой долпны. Природа, № 6,
1951.
Виноградов А. П., Р о н о в А. Б., Р а т ы н с к и й В. М. Эволю-
ция химического состава карбонатных пород. Совещ. по осадочным породам. Докл.,
вып. 1. Изд-во АН СССР, 1952.
Вихерт А. В. Дербеке-Нельгехинский разлом в фундаменте Верхояно-
Колымской складчатой области. Геол, и геофиз., № 3, 1960.
В о й н о в с к и й-К ригер К. Г. Некоторые соображения об изокли-
нальной складчатости. Бюлл. МОИП, отд. геол., № 6, 1948.
Войнове к ий -К ригер К. Г. Кливаж в меловых отложениях
р. Лемвы. Сов. геология, сб. 33, 1948.
Войновск ий-Кригер В. Г. К вопросу о тектоническом сближе-
нии фаций. Докл. АН СССР, т. 124, № 4, 1959.
Войновск ий-Кригер К. Г. О некоторых спорных вопросах
механизма складкообразования. Изв. АН СССР, серия геол., № 1, 1966.
Войновский -Кригер К. Г., Погоревич В. В. Опыт опре-
деления степени сокращения при диагенезе некоторых нижнепермских алевро-
литов. Изв. АН СССР, серия геол., № 2, 1947.
Войтович В. С. История развития Джунгарского глубинного разлома.
Изв. АН СССР, серия геол., № 6, 1963.
Войтович В. С. О генезисе новейших надразломных антиклиналей
вдоль Джунгарского разлома и их сходство со сбросо-складками холмов Гафсы
и рубцовыми складками Ферганы. Докл. АН СССР, т. 164, № 4, 1965.
Войтович В. С. Новейшие горизонтальные движения земной коры.
Природа, К» 8, 1967.
Волин А. В. Гравитационная сущность веерообразных структур. Сов.
геология, № 2, 1963.
Волков В. Н. О возможном сокращении мощности пластов в ряду торф —
антрацит. Сов. геология, № 5, 1964.
Во львовский И. С., Гарецкий Р. Г., Шлезингер А. Е.,
Ш р а й б м а н В. И. Верхний структурный ярус фундамента Туранской плиты.
Сов. геология, № 5, 1965.
Воробьев В. Н. К методике количественной оценки трещиноватости
горных пород. В кн.: «Труды совещания по трещинным коллекторам нефти и газа».
Изд-во «Недра», 1965.
Высоцкий И. В. Съемка платформенных областей. Метод, руков.
ио геол, съемке и поискам. Госгеолтехиздат, 1954.
Высоцкий И. В. Основы геологии природного газа. Гостоптехиздат,
1954.
Гавриелян А. А. Тектоническая карта Армянской ССР. Геотекто-
ника, № 4, 1966.
Габриэлян А. Г. К вопросу о формировании антиклинальных скла-
док на Апшеронском полуострове. Азерб. нефтяное хоз-во, № 1, 1954.
Гавриков С. И. О поперечной зональности в мезозойских складчатых
районах верховьев Индигирки. Геол, и геофпз., № 3, 1960.
Гаврилов А. А. Альбитизированные инъекционные кластические тела
в ордовикских отложениях Южного Урала. Докл. АН СССР, т. 160, № 5,
Гайнанов А. Г. О природе магнитных аномалий переходных зон
1965.
Тихого океана. Сов. геология, № 10, 1964.
Гайнанов А. Г., Ушаков С. А. Изостазия и глубинное строение
зоны перехода от Азиатского материка к Тихому океану в районе Курило-Камчат-
ской впадины. Докл. АН СССР, т. 158, № 3, 1964.
Галицкий В. В. Тектоника Центрального Каратау. БМОИП, № 4,
1936.
568
Галицкий В. В. Тектоника хребта Каратау. Тр. Ин-та геол, наук
АН КазССР, т. 19. Изд-во «Наука» КазССР, 1967.
Гамкрелидзе П. Д. Основные черты тектонического строения Кав-
каза. Геотектоника, № 3, 1966.
Гарецкий Р. Г. Пластические дайки. Изв. АН СССР, серия геол.,
№ 3, 1956.
Га редкий Р. Г., Самодуров В. И., Яншин А. Л. Псевдо-
тектонические дислокации бугра Карак в Северных Кызыл-Кумах и некоторых
других пунктов Приаралья. БМОИП, геол, серия, № 2, 1957.
Га редкий Р. Г., Дань ян И. Б., Наумова С. И., Шле-
зингер А. Е. О соотношении нижнего и верхнего структурных ярусов плат-
форменного чехла Туранской плиты. Изв. АН СССР, серия геол., № 3, 1963.
Гарецкий Р. Г., Шлезингер А. Е., Яншин А. Л. Типы
•структур молодых платформ Евразии. Геотектоника, № 1, 1965.
Гарецкий Р. Г., Юревич А. Л. К вопросу о происхождении
Репетекской и Байрамалийской соляных антиклиналей в Юго-Восточной Туркме-
нии. Докл. АН СССР, т. 158, № 3, 1964.
Гарецкий Р. Г., Яншин А. Л. Тектонический анализ мощностей.
В кн.: «Методы изучения тектонических структур», вып. 1. Изд-во АН СССР,
1960.
Гейслер А. Н. Синхронные горизонты в цикличных осадочных толщах.
Литология, сб., III. Гостоптехиздат, 1950.
Г е н ш а ф т Ю. С., Наседкин В. В., Р я б п н и н Ю. II., Пет-
ров В. П. Поведение щелочных базальтов при участии воды в условиях высоких
давлений и температур. Изв. АН СССР, серия геол., № 6, 1967.
Геологические науки во второй послевоенной пятилетке. Изв. АН СССР,
серия геол., № 1, 1951.
Герасимов И. П. Современные движения и новейшая тектоника.
Проблемы физ. геогр., вып. XV, 1950.
Герасимовский В. И., Поляков А. И., Фейгин Я. М.
Строение дифференцированного комплекса пород луявритов — фойяитов — урти-
тов Ловозерского массива. Докл. АН СССР, т. 136, № 3, 1961.
Гершанович Д. Е. Особенности современного глубоководного осад-
кообразования в северной половине Японского моря. Бюлл. МОИП, № 3,
1951.
Гзовский М. В. Новое направление изучения складок. В кн.: «Дефор-
мации земной коры, их типы и механизм образования». Изд. АН СССР, 1962.
Гзовский М. В. Градиент скорости движения, напряженного состояния
коры и энергии тектонических процессов новейшего времени. В кн.: «Тектониче-
ские движения и новейшие структуры земной коры». Изд-во «Недра», 1967.
Г и л л у л и Д. Геологические различия между континентальными и океа-
ническими впадинами. Сб. «Земная кора». Изд-во иностр, лит., 1957.
Гладков В. Г. Линейно-ориентированные структурные элементы в зоне
Оловянинского надвига. Геотектоника, № 1, 1965.
Глазунова А. В. Выделение и трассирование разломов по аэромаг-
нитным данным в некоторых районах Средней Азии. В кн.: «Глубинные разломы».
Изд-во «Недра», 1964.
Г о г е л ь Ж. Замечания по поводу изменений, вносимых в легенду текто-
нической карты Европы. Геотектоника, № 2, 1966.
Годин Ю. II. Изучение строения земной коры по опорным региональным
сейсмическим профилям на юго-востоке Русской платформы и в Средней Азии.
Сб.: «Глубинное сейсмическое зондирование СССР». Гостоптехиздат, 1962.
Голов к и некий Н. А. О пермской формации в центральной части
Камско-Волжского бассейна. Мат-лы по геологии России, т. 1, 1868—1869.
Голубятников В. Д. Явления древних подводных оползней и внутри-
формационные нарушения. Мат-лы ВСЕГЕИ, общ. серия, со., 7, 1946.
Гольбраих И. Г., Забалуев В. В., Миркин Г. Р. Текто-
нический анализ мегатрещиноватости — перспективный метод исследования закры-
тых территорий. Сов. геология, № 4, 1965.
Гончаров М. А. К вопросу о геометрпзации складчатой структуры
(в связи с изучением складок, обладающих двумя видами асимметрии). Бюлл.
МОИП, отд. геол., № 1, 1965.
569
Горелов С. К. О связи геотектонических движении Волго-Уральской
области с глубинными структурами типа флексур и разломов. Докл. АП СССР,
т. 149, № 1, 1963.
Горжевский Д. И., Л а а ь к о Е. М. Монголо-Охотский глубин-
ный разлом. Докл. АП СССР, т. 137, № 5, 1961.
Горин В. А. К вопросу о дисгармоничной складчатости, диапировых
явлениях и грязевом вулканизме. Изв. АН АзССР, № 2, 1946.
Горин В. А. Грязевой вулканизм и осадконакопление. Докл. АН АзССР,
т. VI, № 4, 1950.
Горин В. А. Извержение грязевого вулкана Большой Кянизадаг. Докл.
АН АзССР, т. VI, 7, 1950.
Горин В. А. Каспийская тектоническая впадина и грязевой вулканизм.
Докл. АН АзССР, т. VII. № 9, 1951.
Г о р п н В. А. О некоторых особенностях антиклинальных складок,
осложненных грязевым вулканизмом. Докл. АН АзССР, № 2, 1953.
Горин В. А. Роль послойного перераспределения материала в формиро-
вании диапировых структур и грязевых вулканов Юго-Восточного Кавказа. Докл.
АН АзССР, т. X, № 1, 1954.
Горин В. А. О послойном перераспределении материала в продуктивной
толще. Докл. АН АзССР, т. X, № 2, 1954.
Горин В. А., Г а д и е в а Г. М. Нефтевулканические некки и асфаль-
товая галька в отложениях плиоцена Апшеронского полуострова. Докл. АН СССР,
т. 126, № 2, 1959.
Г о р и н В. А., I а м р а з я н В. П. О генезисе диапировых структур
Юго-Восточного Кавказа. Докл. АН АзССР, т. X, № 8, 1954.
Горностаев Н. Н. Внутриформационные нарушения, вызываемые
подводным скольжением и тектоническими процессами. Изв. Сиб. отд. Геолкома.
т. V, вып. 2, 1925.
Горский В. П. Структурно-формационное подразделение Западно-
Уральского (Предуральского) прогиба. В кн.: «О ледниковых и вулканогенных фор-
мациях». Изд-во «Недра», 1966.
Горшков Г. II. Дизъюнктивная тектоника Копет-Дага и закон скалыва-
ющих напряжений. Вест. МГУ, № 1, 1947.
Горшков Г. П. О сейсмичности восточной части Балтийского щита.
Тр. сейсмологии, ин-та, № 119, 1947.
Горшков Г. С. Некоторые вопросы теории вулканологии. Изв. АН
СССР, серия геол., № 11, 1958.
Горшков Г. С. Петрохимические особенности вулканизма в связи с ти-
пами земной коры (автореферат). Бюлл. МОИП, отд. геол., № 3, 1962.
Г о ф ш т е й н И. Д. Тектоническая трещиноватость осадочных пород
в среднем течении Днестра. Изв. АН СССР, серия геол., № 6, 1952.
Г о ф ш т е й н И. Д. О шовных складках, как признаке глубинных разло-
мов. Новости нефтяной и газовой техники. Геология, № 5, 1961.
Грац Панова О. П. Эффективность геофизических работ по изучению
строения нефтеносных районов. Прикл. геофиз., сб. № 7. Гостоптехиздат, 1950.
Грачев Ю. Н., Дехнпч М. Я., Литвиненко И. В. и др.
Глубинные геофизические исследования на территории Балтийского щита. МГК.
XXI сессия. Докл. сов. геологов, проблема 2. Госгеолтехиздат, 1960.
Громов Ю. Я. Основные структурные элементы вулканогенно-осадочных
покровов срединных массивов. Тезисы докл. совещ. по проблемам тектоники.
Изд-во АН СССР, 1962.
Гроссгейм В. А. Дибрарскпе утесы Юго-Восточного Кавказа. Изв.
АП СССР, серия геол., № 2, 1948.
Гроссгейм В. А. О характере течений во флишевых прогибах. Бюлл.
МОИП, отд. геол., № 1, 1963.
Гроссгейм В. А. Донные течения и тектоника. Сов. геология, № 9,
1965.
Грумм-Гржимайло О. С. О морфологической разновидности надви-
гов в хребте Каратау (Южный Кавказ). Изв. АП СССР, серия геол., № 1, 1965.
Г р ю ш е П. А. Общая геология. Углетехиздат, 1948.
Губкин И. М. Майкопский нефтеносный район. Тр. Геолкома, нов.
серия, вып. 78, 1912.
570 ---------------------------------------------------------------
Губкин И. М. К вопросу о геологическом строении средней части Неф-
тяно-Шнрванского месторождения нефти. Тр. Геолкома, нов. серия, вып. 88, 1913.
Губкин И. М. Нефтяные месторождения Кабристанских пастбищ.
Район г. Утальги и ст. Сангачалы Зак. ж. д. Нефтяное хозяйство, № 5, 1925.
Губкин И. М. Тектоника юго-восточной части Кавказа в связи с нефте-
носностью этой области. ОНТИ, 1934.
Г у б к и н И. М. Урало-Волжская нефтеносная область. Изд. АН СССР, 1940.
Губкин И. М., Федоров С. Ф. Грязевые вулканы Советского
Союза и их связь с нефтеносностью. Тр. XVII сессии МГК, т. IV. Гостоптехиздат,
1940.
Гудошников В. В. Нептунические дайки в палеоценовых отложениях
Орского Урала. Докл. АН СССР, т. 163, № 4, 1965.
Г у р а р и Ф. Г., Халфин Л. Л. Реформа правил стратиграфической
классификации необходима. Геол, и геофиз., № 4, 1966.
Гурарий Г. 3., Соловьев И. А. Строение земной коры по гео-
физическим данным. Тр. ГИН АН СССР, 1963.
Г у р ь б а П. К. Роль трещин на Бориславском месторождении нефти.
Геол, нефти и газа, № 11, 1959.
Гутенберг Б. Строение Земли. ОНТИ, 1935.
Гутенберг Б. К вопросу о корнях гор. Сб. «Вопросы соврем, зарубежной
тектоники». Изд-во иностр, лит., 1860.
Г у т е н бе р г Б. Физика земного шара. Изд-во иностр, лит., 1963.
Гутман И. С., Долицкий В. А., Жданов М. А. Некоторые
закономерности в простираниях локальных надвигов северо-восточной части
Русской платформы. Нефт. геол, и геофиз., № 1. 1966.
Давлятов Ш. Д. История развития Азкамарской антиклинали в мезо-
зое. Изд-во АН УзССР, Ташкент, 1953.
Данбар К., Роджерс Дж. Основы стратиграфии. Изд-во иностр,
лпт., 1962.
Данилович В. II. О происхождении кливажа в складчатой структуре.
Докл. АН СССР, т. 68, № 2, 1949.
Данилович В. II. Некоторые вопросы, связанные с проблемой склад-
чатости напластований. Докл. АН СССР, т. 68, № 3, 1949.
Данилович II. Б. Трещинная тектоника и ориентировка движения
покрова надвига. Тр. Иркутск, ун-та, т. V, вып. 1, серия геол., 1950.
Данилович В. II. Схема кинематики надвига. Докл. АН СССР, т. 75,
№ 2, 1950.
Данилович В. II. Аркогенный тип надвигов. Геол, и геофиз., № 2,
1963.
Дан и л о в с к и й И. В. Геологическое строение западной части бассейна
оз. Ильмень и правобережья р. Шелонь. Тр. ГГРУ, вып. 264. ОНТИ, 1932.
Д а х н о в В. Н. Интерпретация каротажных диаграмм. Гостоптехиздат,
1948.
Дели Р. С. Изверженные породы и глубины Земли. ОНТИ, 1936.
Дембо Т. М. О геологической классификации явлений метаморфизма
(автореферат доклада). Бюлл. МОИП, № 2, 1958.
Деменицкая Р. М. Основные черты строения коры Земли по геофизи-
ческим данным. Тр. НИИГА, т. 115, 1961.
Деменицкая Р. М., Ушаков С. А. Рельеф, изостазия, некоторые
черты строения коры и верхней мантии Антарктиды. Сов. геология, № 12,
1965.
Денисов II. Я. Уменьшение пористости глинистых пород в процессе
уплотнения и его геологическое значение. Докл. АН СССР, т. 53, № 5, 1946.
Джанелидзе А. К вопросу об орогеничецких фазах. Сов. геология,
№ 5—6, 1940.
Дзвелая М. Ф. Подводные оползни и обвалы в верхнемиоценовых от-
ложениях Западной Грузии. Докл. АН СССР, т. 96, № 3, 1954.
Дзижиев А. X., Борисенко Е. М., Юдин Г. Г. О значении
изучения закономерностей смещения сводов поднятий с глубиной для методики
разведки. Нов. нефт.-техн. геол., № 5, 1959.
Диксн. Ф. Великие Африканские разломы, изд-во иностр, лит., 1959.
Динер II. Основы биостратиграфии. Гос. горно-геолого-нефт. изд-во, 1934.
571
Дистанов Э. Г. О роли сдвиговых движении в формировании северо-
восточной зоны смятия Алтая и локализации в ней полиметаллического оруденения.
Геол, и геофиз., № 2, 1962.
Дитц Р. С. Эволюция океанов как следствие разрастания площади их
дна. В кн.: «Дрейф континентов». Изд-во «Мир», 1966.
Дмитриев Г. А. Об одном случае диагенетической тектоники в Ин-
тинской угленосной свите. Докл. АН СССР, т. 118, № 3, 1958.
Д о б р е ц о в II. Л., Ревердато В. В., Соболев В. С. и др.
Основные закономерности распространения фаций регионального метаморфизма
иа территории СССР. Геол, и геофиз., № 4, 1965.
Добрецов Н. Л., Ревердато В. В., Соболев В. С. и др.
Фации регионального метаморизма СССР. Изд-во Сиб. отд. АН СССР, Новосибирск,
1966.
Довгаль В. Н., Кузнецов Ю. А., Поляков Г. В. О причи-
нах выделения и расчленения природных ассоциаций изверженных горных пород.
Геол, и геофиз., № 10, 1964.
Додин А. Л. Глубинные разломы на примере Алтае-Саянской области.
В кн.: «Глубинные разломы». Изд-во «Недра», 1964.
Д о л и ц к и й В. А. Геологическое истолкование материалов геофизиче-
ских разведок. Курс геоф. разв. нефтяных месторождений. Гостоптехиздат,
1950.
Долицкий В. А., Кучерук Е. В., Лопатин И. В. О воз-
растных движениях по разломам в северной части Доно-Медведицкого поднятия.
Докл. АН СССР, т. 169, № 1, 1966.
Дорофеева Т. Ф. Распределение максимумов трещиноватости горных
пород на структурах Южно-Минусинской впадины. В кн.: «Труды совещ. по тре-
щинным коллекторам нефти и газа». Изд-во «Недра», 1965.
Дорошко С. М. Формирование некоторых локальных структур Мину-
синской депрессии. Докл. АН СССР, т. 114, № 3, 1957.
Драгунов В. И. К терминологии формационных подразделений. В кн.:
«Осадочные и вулканогенные формации». Изд-во «Недра», 1966.
Драновскпй Я. А. Современные геосинклинали Тихоокеанского
бассейна. Геотектоника, № 1, 1967.
Дружинин И. П. О формационном положении меденосных отложений
Джезказгана. Докл. АН СССР, т. 171, № 6, 1966.
Дубинский А. Я., Дюков А. И. К вопросу о северном обрамле-
нии Донецкого авлакогена. Сов. геология, № 5, 1964.
Дюбертре Л. Краткая характеристика 16-го листа международной
тектонической карты Европы в масштабе 1 : 2 500 000 и 3-го листа международной
тектонической карты Африки в масштабе 1 : 5 000 000. Геотектоника, № 4, 1966.
Дю Т о й т А. Геология Южной Африки. Изд-во иностр, лит., 1957.
Дюфур М. С., Руженцев С. В., Швольман В. А. О грани-
цах между зонами Северного и Центрального Памира. Геотектоника, № 6, 1965.
Евтеев С. А., Лазуков Г. И. О значении гляциодислокаций в дви-
жении земной коры областей оледенения. Докл. АН СССР, т. 155, № 2,
Егоров И. С. О дизъюнктивном характере ряда тектонических дислокаций
Нижнего Прикамья. Геология нефти и газа, № 8, 1963.
Елисеев Н. А. О происхождении первичной полосчатости в Ловозер-
ском плутоне. Зап. Всес. мин. об-ва, т. 70, № 1, 1941.
Еременко Н. А. Геология нефти и газа. Гостоптехиздат, 1961.
Ермилов Н. Я. Тектонически экранированные пластовые воды неоге-
новых отложений структуры Небит-Даг в Западной Туркмении. Азерб. нефтяное
хозяйство, № 7, 1954.
Жабин А. Г. Камерное инъекционное тело карбонатитов в интрузии
Одихинга. Докл. АН СССР, т. 169, № 5, 1966.
Ж а б р е в И. П. Особенности тектоники центральной части Восточного
Кобыстана и Северо-Западного Апшерона (автореферат). Изд-во АН АзССР, 1954.
Жданов В. В. Черты магматизма глубинных разломов подвижных поя-
сов. В кн.: «Глубинные разломы». Изд-во «Недра», 1964.
Жемчужников Ю. А. Угленосные толщи, как формации. Изв. АН
СССР, серия геол., № 5, 1955.
572 -_______________________________________________________________
Жемчужников Ю. А. Сезонная слоистость и периодичность осадко-
накопления. Тр. ГИН, вып. 86. Изд-во АН СССР, 1963.
Жемчужников Ю. А., Яблоков В. С. и др. Строение и условия
накопления основных угленосных свит и угольных пластов среднего карбона
Донецкого бассейна. Тр. ГИН АН СССР, вып. 15. Изд. АН СССР, 1959.
Жолтаев Г. Морфологические типы скопления соли в восточной части
Прикаспийской синеклизы. Нефтепром, геол, и геофиз., № 2, 1966.
Журавлев В. С., Самодуров В. И. Проблемы вторичной соля-
ной тектоники на открытых куполах восточной части Прикаспийской синеклизы.
Докл. АН СССР, т. 132, № 4, 1960.
Забаринский П. П. О механизме образования клинообразных надви-
гов. Азерб. нефтяное хозяйство, № 3, 1941.
Забаринский П. П. Подводные оползни в караганском горизонте
Северной Осетии. Азерб. нефтяное хозяйство, № 5, 1948.
Заборовский Н. Б., Лип ков Л. 3., Марков М. С., Не-
красов Г. Е. Генезис меловых структур полуострова Тайгонос. Геотектоника,
№ 6, 1965.
Заварицкий А. Н. Некоторые факты, которые надо учитывать при
тектонических построениях. Изв. АН СССР, серия геол., № 2, 1946.
Заварицкий А. Н. Заметки о геологической терминологии. Изв.
АН СССР, серия геол., 1947.
Заварицкий А.Н.,Батурин В. Г. Петрографические исследования
нижней части палеозойского осадочного комплекса и его кристаллического осно-
вания в районе Москвы. Сб. «Памяти А. Д. Архангельского». Изд-во АН СССР,1951..
Завгородний А. Л. Плановые соотношения для структур юго-вос-
точного борта Прикаспийской впадины в связи с их разведкой на нефть и газ. Гео-
логия нефти и газа, № 4, 1966.
Зайцев Н. С. Основные черты тектоники Тувинского прогиба. Докл.
АН СССР, т. 117, № 4, 1957.
Зайцев Н. С. Особенности развития каледонид Сибири в среднем и верх-
нем палеозое. Тр. ГИН, вып. 92. Изд-во АН СССР, 1963.
Зайцев Н. С., Сажина В. В. Кайнозойские базальты в зоне Сая-
но-Тувинского глубинного разлома. Докл. АН СССР, т. 118, № 1, 1958.
Зари ц кий П. В. О сокращении мощностей песчано-глинистых отло-
жепий в диагенезе. Литология и полезн. ископ., № 1, 1966.
Захаров В. Е. Палеонтологический анализ с учетом глубинных разло-
мов. Нов. нефт. п газ. техн., № 8, 1962.
Захаров С. А. Дислоцированные террасы, как показатель современного
горообразования. Сообщ. Тадж. филиала АН СССР, вып. IV, 1948.
Захаров С. А. О широтных сдвигах в южных предгорьях Гиссарского
хребта. Сообщ. Тадж. филиала АН СССР, вып. V, 1948.
Захаров С. А., Бергер И. О. О предпалеогеновой фазе складчатости
в Таджикской депрессии. Сообщ. Тадж. филиала АН СССР, вып. XXXI, 1951.
Зверев С. Н., Мерклин Л. Р. Глубинное строение восточного
склона Курило-Камчатского глубоководного желоба. Геотектоника, № 5, 1966.
3 е р ч а н и н о в И. К. О роли тангенциальных сил в формировании плат-
форменных поднятий. Нефтяное хозяйство, № 10, 1952.
Зерчанинов И. К. О преобразованиях структур платформенного типа
в процессе их формирования и об отражении этого процесса на приуроченных
к ним залежах нефти. Нефтяное хозяйство, № 12, 1953.
Зоненшайн Л. П., Кудрявцев Г. Л., М осса ковский
А. А. Анализ палеозойских геологических формаций востока Алтае-Саянской
области и некоторые особенности ее тектонического развития. Геол, и геофиз.,
№ 12, 1960.
Зоненшайн Л. П., Пони к аров В. П., Уфлянд А. К.
О структурах, пограничных между платформами и геосинклинальными областями.
Геотектоника, № 5, 1966.
Зорин Ю. А. К вопросу о механизме образования впадин Байкальского
типа. Геол, и геофиз., № 8, 1966.
Зубаков В. А. Сопоставление радиометрической шкалы материкового
плейстоцена с хронологическими схемами глубоководных донных осадков и кривой
солнечной радиации. Докл. АН СССР, т. 171, № 5, 1966.
573’
Зуев Ю. Н. К методике палеотектонического анализа антиклиналей
переходного типа. Нефт. геол, и геофиз., № 10, 1966.
Иванкин И. Ф. Полиметаллические месторождения Прииртышья.
Госгеолтехиздат, 1957.
Иванкин П. Ф. О закрытых эксплозиях, сопровождающих гипабис-
сальные интрузии и их роль при формировании рудных месторождений. Геол,
и геофиз., № 10, 1965.
Иванов А. А. Явления подводных оползней в отложениях артинского
яруса. Изв. ГГРУ, вып. 36. ОНТИ, 1931.
Иванов А. А. Основы и методика поисков, разведки и оценки месторо-
ждений минеральных солей. Госгеолтехиздат, 1953.
Иванов А. А., Левицкий Ю. Ф. Геология галогенных отложений
:(формаций) СССР. Тр. ВСЕГЕИ, нов. серия, т. 35, 1960.
Иванов А. X., Войтович В. С. Герцинские сдвиги вдоль Джун-
гарского разлома. Изв. АН СССР, серия геол. № 2, 1964.
Иванов Б. А. Взаимоотношение процессов накопления осадков и склад-
чатости на примере Арбагарского месторождения бурого угля (Восточное Забай-
калье). Сб. «Недра восточной Сибири». ОГИЗ, Иркутск, Обл. изд-во, 1940.
Иванов Б. А. Некоторые соображения в пользу контракционпой
гипотезы. Тр. Иркутск, ун-та, т. V, вып. 1, серия геол., 1950.
Иванов Б. А. Структура и условия накопления осадков юго-восточной
части Иркутского каменноугольного бассейна. Изв. АН СССР, серия геол., № 6,
1950.
Иванов Б. А. Центральный Сихотэ-Алиньский разлом-сдвиг. Докл.
АН СССР, т. 138, № 4, 1961.
Иванов В. М. Расслоение габбро-пироксенит-дунитовых плутонов
района сопряжения Западного Саяна, Кузнецкого Алатау и Горного Алтая (авто-
реферат), Новосибирск, 1967.
Иванов Г. А. Кливаж (отдельность) в углях и вмещающих породах
и пути его практического использования. Тр. ЦНИГРИ, вып. 110, ГОНТИ, 1939.
Иванова Т. Н. Роль глубинных разломов в формировании структур-
но-фациальных зон юга Алтае-Саянской области и распределение в их пределах
магматических образований. В кн.: «Глубинные разломы». Изд-во «Недра»,
И з о х 3. П. Поперечная зональность структуры Сихотэ-Алиня. Геол,
и геофиз., № 1, 1966.
Иностранцев А. А. Геологические исследования на севере России
в 1869—1870 гг. СПб, 1872.
И р д л и А. Структурная геология Северной Америки. Изд-во иностр,
лит., 1954.
И т е н б е р г С. С., Смирнова М. Н. К вопросу геофизического
изучения майкопских отложений в скважинах. Тр. Грози, нефт. ин-та. Сб. II.
Гостоптехиздат, 1953.
Казаков М. П. О характере трещиноватости пермской толщи в Чебок-
сарском отрезке Волги. Тр. МНИ, вып. 5, 1947.
Казаков М. П. О природе Пучежско-Чкаловских дислокаций. Бюлл.
МОИП, отд. геол., № 6, 1950.
К а з а н л п Д. Н. Магнитное поле Земли и глубинные причины тектоники.
Вест. АН КазССР, № 2 (35), 1948.
К а з а н л и Д.'П. Формирование Заилийского Алатау, как орографической
единицы. Изв. АН КазССР, сб. геол., вып. 18, 1954.
Казимиров Д. А. Экспериментальное изучение некоторых вопросов
механизма складкообразования на основе геологических материалов по Средней
Азии. Тез. докл. совещ. по проблемам тектоники. Изд-во АН СССР, 1962.
Казьмин В. Г. Особенности сочленения древней платформы и альпий-
ской геосинклинальной области в северо-восточном обрамлении Средиземного
моря. Бюлл. МОИП, отд. геол., № 6, 1965.
Казьмин В. Г. Место офиолитовых формаций в тектоническом развитии
западного сектора Альпийско-Гпмалайской системы. Геотектоника, № 3, 1966.
Калачева В. Н. Трещинные коллекторы нижнего кембрия юга Сибир-
ской платформы и факторы, влияющие на их формирование. В кн.: «Труды совеща-
ния по трещинным коллекторам нефти и газа». Изд-во «Недра», 1965.
•574 _________________________________________________________________
Калинин 10. Д. Вековые геомагнитные вариации и геомагнитное оста-
точное поле. Тр. НИИ земн. магнетизма, вып. 9 (19), 1953.
К а л и н к о М. К. Грязевые вулканы, как источник информации о составе
углеводородов, их количества и условий накопления. Сов. геология, № 7, 1967.
Камалетдинов М. А. К вопросу о покровной тектонике Урала в свете
новых данных. Геотектоника, № 1, 1965.
Карклпн В. П., Саруханян Э. И. К изучению вековых движений
полюса Земли с 1900 по 1956 г. Докл. АН СССР, т. 166, № 4, 1966.
Карпинский А. II. Очерк физико-географических условий Европей-
ской России в минувшие геологические периоды. Зап. АН, т. LX, 1887. Очерки
геологического прошлого Европейской России. Изд-во АН СССР, 1947.
К а р п и и с к и й А. П. Замечания о характере дислокаций пород в южной
половине Европейской России. Изд-во АН СССР, 1947.
Карпинский А. П. Общий характер колебаний земной кора в преде-
лах Европейской России. Изв. АН СССР, № 1, 1894. Очерки геологического прош-
лого Европейской России. И.чд-во АН СССР, 1947.
Карпинский А. II. К тектонике Европейской России. Изв. Росс. АН
1918. Очерки геологического прошлого Европейской России. Изд-во АН СССР, 1947.
К а х а д з е И. Р. Грузия в юрское время. Изв. АН Груз. ССР, серия
геол.. Дз 3. 1947.
К а х а д з е И. Р. Взаимоотношения флишевых и платформенных меловых
отложений в бассейне р. Джеджоры. Сообщ. АН Груз. ССР, т. 13, № 7, 1952.
Качуров В. Б. Отношение рудных месторождений Центрального Казах-
стана к складчатым структурам. Сов. геология, сб. № 1, 1944.
К а ю п о в А. К. К методике анализа трещин. Вестипк АН КазССР, № 11
(20), 1946.
К е л л е р Б. М. О значении мощностей при тектонических построениях.
Изв. АН СССР, серия геол.. № 6, 1948.
Келлер Б. М. Флишевая формация палеозоя в Зплапрском синклинории
на Южном Урале и сходные с нею образования. Тр. Ин-та геол, наук, вып.104.
Изв. АН СССР, 1949.
Келлер Б. М. Стратиграфические подразделения. Изв. АН СССР, серия
геол.. № 6, 1950.
К е л л е р Б. М., Меннер В. В. Палеогеновые отложения Сочинского
района и связанные с ними подводные оползнп. Бюлл. МОИП, № 1—2, 1945.
К и з е в а л ь т е р Д. Е. О строении и развитии передового хребта Север-
ного Кавказа. Изв. АН СССР, серия геол., № 6, 1948.
К и з е в а л ь т е р Д. Е., Муратов М. В. Длительное развитие гео-
синклинальных складчатых структур восточной части Горного Крыма. Изв. АН
СССР, серия геол., № 5, 1959.
Кинг Ф. Б. Геологическое развитие Северной Америки. Изд-во иностр,
лит., 1961.
Кинзикеев А. Р. К методике расчленения и корреляции нефтеносных
отложений Башкирии. Геол, нефти и газа, № 7, 1960.
Кинзикеев А. Р. Опыт фотографирования стенок скважины в карбо-
натных породах. Геол, нефти п газа, № 7, 1964.
Кириллов А. С. Тектонические разрывы Тунгусской синеклизы. Сов.
геология. № 9, 1966.
Кириллова И. В. Некоторые вопросы механизма складкообразования.
Тр. Геофиз. ин-та АН СССР. № 6 (133). Изд. АН СССР, 1949.
Кириллова И. В. К вопросу об «активности» и «пассивности» пород
в процессе складкообразования. Докл. АП СССР, т. 144, № 1, 1962.
Кириллова И. В. Кливаж, как показатель характера движения ве-
щества в процессе складкообразования. В кн.: «Складчатые деформации земной
коры, их типы п механизм образования». Изд-во АН СССР, 1962.
Кириллова И. В. О некоторых особенностях глинистых пород, кото-
рые нужно учитывать при тектонических построениях. Бюлл. МОИП, отд. гео.п.,
А» 3, 1965.
Кленова М. В., Гершанович Д. Е. Японское море, как совре-
менная геосинклиналь. Докл. АН СССР, т. 77, № 6, 1951.
Климов II. И. Дизъюнктивные мульды восточной части междуречья
Урала и Илека. БМОИП, отд. геол., X, 1938.
------------ ------——--------------------------------------------575
Все о геологии
http://geo.web.ru/
Клубов В. А. Морфогенетическая классификация нефтеносных текто-
нических структур Волго-Уральской области. Геология нефти и газа, К» 9,
1963.
Клубов В. А., Не читай л о С- К., Петропавловский
В. В., Половин В. В. Новая схема глубинной тектоники Волго-Уральской
области. Докл. АН СССР, т. 169, № 4, 1966.
К н ин п е р А. Л. Особенности образования антиклиналей с серпентини-
товыми ядрами. Бюлл. МОИП, отд. геол., № 2, 1965.
Кноринг Л. Д. Опыт применения методов математической статистики
при исследованиях трещиноватости горных пород. В кн.: «Труды совеш. по трещин-
ным коллекторам нефти и газа». Изд-во «Недра», 1965.
Князев Г. И. К систематике замкнутых рудных полей. Геотектоника,
№ 2, 1967.
Кобаяси Т. Современные вертикальные движения в Японии. Живая
тектоника. Изд-во иностр, лит., 1957.
К о б а я с и Т. Триасовый орогенез Ахиёси. Вопросы соврем, зарубеж. тек-
тоники. Изд-во иностр, лит., 1960.
Ковалевский Г. Д. Разрывные дислокации и их роль в истории раз-
вития локальных поднятии Западно-Сибирской плиты. Геол, и геофиз., № 10,
1965.
Ковалевский Г. Л., Б е н ь к о Е. И., Коротун В. В. О дизъ-
юнктивных дислокациях в осадочном чехле Западно-Сибирской плиты. Геол,
и геофиз., № 9, 1965.
Ковалевский С. А. Монжуклы. Нефтяное хозяйство, № 8—9, 1930.
Кованько Н. Д. О тектонике района Полазненско-Краснокамского
антиклинория. Бюлл. МОИП, отд. геол., № 3, 1947.
Козин Я. Д. Плиоценовые трансгрессии и регрессии в пределах Азер-
байджана. Изд-во АзФАН, Баку, 1940.
Козловский Д. А. Гидрологический метод учета современных
вертикальных движений земной коры. Геогр. сб., № 1. Изд-во АН СССР, 1952.
Колбин Н. Ф. Новые данные о геоморфологии, тектонике и гравита-
ционной характеристике куполовидных поднятий на правобережье р. Волги.
Бюлл. МОИП, отд. геол., № 6, 1948.
Колотухина С. Е. Новые данные о тектоническом развитии Гвиан-
ского щита. Изв. АН СССР, серия геол., № 3, 1966.
К о м а р д и н к и н а Г. Р., Юрин Г. А. О трещиноватости верхнеюр-
ских карбонатных отложений Дагестана. Разведка и охрана недр, № 11, 1962.
Комаров Ю. В., Хренов П. В. О типе развития мезозойских кон-
тинентальных тектонических структур Восточной Азии. Тезисы докл. совещ. по
проблемам тектоники. Изд-во АН СССР, 1962.
Комаров Ю. В., Хренов П. М. О типе развития континентальных
мезозоид Восточной Азии. Докл. АН СССР, т. 151, № 4, 1963.
К о м о ц к и й С. К. О процессе образования угленосной толщи. Бюлл.
МОИП, отд. геол., № 5, 1951.
Кондратьева М. Г., Енгуразов И. И. Девонские отложения
Саратовского Поволжья. Изв. АН СССР, серия геол., № 2, 1951.
Кондратьева М. Г., Федорова Т. И. Литолого-стратиграфи-
ческая характеристика девонских отложений Саратовской области. Сб. «Девон
Русской платформы». Гостоптехиздат, 1953.
Коноплянцев М. А. Молибденовые месторождения Центрального
Казахстана. Сов. геология, № 2, 1959.
К о н ю к А. А. Структуры «конских хвостов» в тектонике западной части
Зеравшанского хребта. Тр. Новочеркасск, политехнич. ин-та, т. 17 (31), 1948.
Конюхов И. А. О подводных оползнях в продуктивной толще Апшерон-
ского полуострова. Докл. АН СССР, VIII, № 6, 1947.
Копер и на В. В. Литология и генезис угленосных отложений Кара-
чайлинского месторождения Кузбасса. Изв. АН СССР, серия геол., № 2, 1949.
Копп М. Л., Расцветаев Л. М., Трифонов В. Г. Тектони-
ческие трещины, образовавшиеся при голоценовых землетрясениях Центрального
Копет-Дага и его предгорий. Изв. АН СССР, серия геол., № 7, 1964.
Коптева В. В. О роли рвущих вулканических образований в вулкапо-
тектонической депрессии горы Чубарайгыр. Бюлл. МОИП, отд. геол., № 6, 1966.
.576 -------- ------------ ----------------------------------------
К о реневски н С. М. Особенности соляной тектоники предгорий Вос-
точных Карпат. Изв. АН СССР, серия геол., № 3, 1953.
Кореневский С. М. Новые данные о наличии разрывов в толще соля-
ных пород. Докл. АН СССР, т. 89, № 3, 1953.
Корешков И. В. Области сводовых поднятий и особенности их разви-
тия. Госгеолтехиздат, 1960.
К о р ж и н с к и й Д. С. Докембрий Алданской плиты и хребта Станового.
Стратиграфия СССР, т. 1 (докембрий). Изд-во АН СССР, 1939.
Коробов С. С. О структурах течения соли в ядрах соляных куполов.
Докл. АН СССР, т. 146, № 3, 1962.
Коровин М. К. Геотектонический принцип и его значение для страти-
графии и геологической хронологии. Изв. АН СССР, серия геол., № 3, 1950.
Королев А. В. Методы изучения мелкой трещиноватости горных пород.
Тр. Ин-та геол. АН УзССР, выл. 6. Ташкент, 1951.
К о с м и н с к а я И. П., Шейнманн Ю. М. Некоторые закономерности
строения и эволюции земной коры межгорных и краевых прогибов. Бюлл. МОИП,
отд. геол., № 3, 1965.
Косыгин Ю. А. Нефтяные месторождения Туркмении. ОНТИ,
1933.
Косыгин Ю. А. Механизм образования сбросов на солянокупольных
поднятиях Эмбенской области. Бюлл. МОИП, отд. геол., № 5—6, 1940.
Косыгин 10. А. Соляная и гипсовая тектоника Актюбинской области.
Изв. АН СССР, серия геол., № 1, 1940.
Косыгин Ю. А. Механизм образования соляных куполов. Бюлл. МОИП
№ 5—6, 1945.
Косыгин Ю. А. Тектоника соляных поднятий Днепровско-Донецкой
впадины. Бюлл. МОИП, отд. геол., т. XXI (3), 1946.
Косыгин Ю. А. О применении принципа вертикального раздавливания
к мелким тектоническим структурам Русской платформы. Бюлл. МОИП, отд.
геол., № 6, 1948.
Косыгин Ю. А. О математических исследованиях в тектонике. Изв.
АН СССР, серия геол., № 2, 1949.
Косыгин Ю. А. Соляная тектоника платформенных областей. Гостоп-
техиздат, 1950.
Ко с ы г и н Ю. А. Основы тектоники нефтеносных областей. Т. I. Общая
тектоника. Гостоптехиздат, 1958.
Косыгин Ю. А. Типы соляных структур платформенных и геосинкли-
нальных областей. Тр. ГИН, вып. 29. Изд-во АН СССР, 1960.
Косыгин Ю. А. Мезозойские и кайнозойские впадины Азии и пути их
изучения. Геол, и геофиз., № 4, 1960.
Косыгин Ю. А. Центральный Румынский кристаллический массив
и шовные структуры Восточных Карпат Румынии. Геол, и геофиз., № 2,
1962.
Косыгин Ю. А. (ред.). Докембрийская тектоника Сибири. Изд-во
СО АН СССР, 1964.
Косыгин Ю. А. Геологические структуры и структурно-вещественные
ассоциации. Геол, и геофиз., № 7, 1964.
Косыгин Ю. А. (ред.). Геологическое строение земной коры Сибири
и Дальнего Востока. Изд-во «Наука», Новосибирск, 1965.
Косыгин Ю. А., Башарин А. К. и др. Опыт объемного райони-
рования земной коры на примере Сибири и Дальнего Востока. Геол, и геофиз.,
№ 5, 1964.
Косыгин 10. А., Боголепов К. В., Парфенов Л. М.
Основные типы строения земной коры на территории Сибири и Дальнего
Востока. В кн.: «Геологическое строение земной коры Сибири и Дальнего Востока».
Изд-во «Наука», Новосибирск, 1965.
Косыгин Ю. А., Воронин Ю. А. Некоторые фундаментальные
понятия структурной геологии. Геотектоника, № 1, 1965.
Косыгин Ю. А., Воронин Ю. А. Геологическое пространство,
как основа структурных построений. Статическое геологическое пространство.
Геол, и геофиз., № 9, 1965.
37 Заказ 206.------------------------------------------------ 577
Косыгин Ю. А., Воронин Ю. А. Геологическое пространство,
как основа структурных построений. Ст. 2. Геологические границы и выделение
геологических тел. Геол, и геофиз., № 10, 1965.
Косыгин Ю. А., Воронин Ю. А., Борукаев Ч. Б. Геоло-
гическое пространство, как основа структурных построений. Ст. 3. Описание
геологических тел. Геол, и геофиз., № 11, 1965.
Косыгин Ю. А., Воронин Ю. А., Соловьев В. А. Опыт
формализации некоторых тектонических понятий. Геол, и геофпз., № 1,
1964.
Косыгин Ю А., Д а ш е в с к и й А. М. Коктюбе и смежные с ним
структурные поднятия верхнего течения р. Илек. Тр. Моск. нефт. ин-та, вып. 2,
1940.
Косыгин Ю. А., Л у ч и ц к и й И. В. Структуры ограничений древ-
них платформ. Геол, и геофиз., № 10, 1961.
Косыгин Ю. А., Лучицкий И. В., Розанов Ю. А. Экспе-
рименты по деформации гипса и их геологическое значение. Бюлл. МОИП, отд.
геол., № 2, 1949.
Косыгин Ю. А., Магницкий В. А. О возможных формах гео-
метрической и механической связи первичных вертикальных движений, магма-
тизма и складкообразования. Бюлл. МОИП, отд. геол., № 3, 1948.
Косыгин Ю. А., Парфенов Л. М. Объемное районирование земной
коры. В кн.: «Геологическое строение земной коры Сибири и Дальнего Востока».
Изд-во СО АН СССР, Новосибирск, 1965.
Косыгин Ю. А., Швембергер Н. А., Никитина Ю. П.
О некоторых закономерностях расположения соляных куполов Южной Эмбы.
Бюлл. МОИП, отд. геол., А» 2, 1948.
Котиков Ф. И., Серебренникове. А. Оценка распределения
трещин в коллекторах нефти и газа при помощи глубинного фотографирования.
Геология нефти и газа, № 11, 1964.
Краев П. И. Новые данные о строении соляных куполов Эмбы. Геол,
нефти п газа, № 3, 1959.
Красный Л. И. Некоторые вопросы размещения глубинных разломов
на востоке СССР. В кн.: «Глубинные разломы». Изд-во «Недра», 1966.
Крашенинников Г. Ф. Условия накопления угленосных формаций
СССР. Изд-во МГУ, 1957.
Креме А. Я., Здоров С. Ф. Болтенко К. Г. Влияние дизъ-
юнктивной дислокации на продуктивность и разработку нефтяных пластов. Нефтя-
ное хозяйство, № 5—6, 1945.
К ж и в а н е к Г. А. Структурные особенности правобережной части
Днепровско-Донецкой впадины в районе Киев — Канев. Геол, журнал АН УССР,
т. XI, вып. 2, 1951.
Кригер Н. И. Трещиноватость и методы ее изучения при гидрогеоло-
гической съемке. Мат-лы по инженерн. геол., вып. II. Металлургиздат, 1951.
Кропоткин П. Н. Основные проблемы энергетики тектонических
процессов. Изв. АН СССР, серия геол., № 5, 1948.
Кропоткин П. Н. О происхождении складчатости. Бюлл. МОИП,
№ 5, 1950.
Кропоткин П. Н. Неотектонические и геофизические данные о тол-
щине и деформациях земной коры. XXI сессия МГК, докл. сов. геологов, проблема
18. Изд-во АН СССР, 1960.
Кропоткин П. Н. Механизм движений земной коры. Геотектоника,
№ 5, 1967.
Кропоткин П. Н., Трапезников IO. А. Вариации угловой
скорости вращения Земли, колебания полюса и скорости дрейфа геомагнитных
полей и возможные связи с геотектоническими процессами. Изв. АН СССР, серия
геол., № И, 1963.
Крумбейн В. К., Слосс Л. Р. Стратиграфия и осадкообразование.
Гостоптехиздат, 1960.
Крылов С. В., Крылова А. Л., Мишенькин Б. П. и др.
Строение земной коры в центре и на юго-востоке Западно-Сибирской низменности
по данным точечных сейсмических зондирований. Геол, и геофиз., № 1,
1966.
578
Крылов С. В., Сурков В. С., Мишеиьк и в а 3. Р. Строение
земной коры в южной части Западно-Сибирской низменности. Геол, и геофиз.,
№ 1, 1965.
Крылова М. Д. О формировании малых структур в условиях синкине-
матической региональной мигматизации. Сб. «Геология и петрология докембрия».
Изд-во АН СССР, 1960.
Кужелов Г. К., К р у т и к о в с к и й Г. К. Образование остаточ-
ного намагничения и его распределение в горных породах. Сов. геология, № 2,
1960.
Кузнецов В. А. Тектоника Западной Тувы па стыке с горным Алтаем.
Изв. АН СССР, серия геол., № 1, 1948.
Кузнецов В. А. Основные этапы геотектонического развития юга Ал-
тае-Саянской горной области. Тр. Горно-геол, ин-та Зап.-Спб. филиала АН СССР,
вып. 12, 1952.
Кузнецов В. А. Формационный метод в металлогенических исследова-
ниях. В кн.: «Основы формационного анализа эндогенной металлогении Алтае-Са-
янской области». Изд-во «Наука», Новосибирск, 1966.
Кузнецов В. И. О механизме образования чешуйчатых сколов. Научн.
зап. Львовск. политехи, ин-та, вып. VI, 1949.
Кузнецов С. С. О возможном направлении эволюции земной коры.
Уч. записки ЛГУ, № 49, вып. 9, 1940.
Кузнецов ТО. А. Основные типы магматических формаций. Изд-во
«Недра», 1964.
Кузнецов 10. А. О главных формах гранитоидного магматизма и ме-
ханизме образования гранитоидных тел. Геол, и геофиз., № 6, 1966.
Кузьмин А. М. Слой и наслоенпе. Изд. Зап.-Сиб. филиала АН СССР,
Новосибирск, 1950.
Купалов-Ярополк И. Н. Некоторые итоги применения геофизи-
ческих методов разведки в Урало-Эмбенской нефтеносной области. Прикл. геофиз.,
сб. 7. Гостоптехиздат, 1950.
К е й Маршалл. Геосинклинали Северной Америки (перевод с англ.).
Изд-во иностр, лит., 1955.
Лавров В. М. О Североатлантическом шпротном прогибе. Докл. АН
СССР, т. 174, № 6, 1967.
Л а м а к и н В. В. Микропульсации земной коры в районе Байкала. Докл.
АН СССР, т. 135, № 4, 1960.
Ламакин В. В. Периодичность байкальских землетрясении. Докл.
АН СССР, т. 170, № 2, 1966.
Ламакин В. В. Неотектоника Байкальской впадины. Автореферат
докт. диссертации. М., 1966.
Л а н г у е в П. И., Забиров А. Г. О дизъюнктивном нарушении
в районе Нурлатского нефтяного месторождения Татарии. Нефт. геол, и геофиз.
№ 9, 1964.
Лапина М. И. Геомагнетизм и сейсмические явления. Изв. АН СССР,
серия геол., № 5, 1953.
Лебедев В. И. Об одном вероятном источнике сил тектоническпх движе-
ний в земной коре. Докл. АН СССР, т. 90, № 2, 1953.
Лебедева Н. Б. Опыт моделирования складчатой зоны. Сов. геология,
№ 2, 1966.
Левинсон-Лессинг Ф. IO. Олонецкая дпабазовая формация.
Тр. СПб об-ва естествоисп., т. 19, 1888.
Л е в и н с о н - Л е с с и н г Ф. Ю. Петрографический словарь. ОНТИ,
Леммлейн Г. Г., Личков Б. Л. Идея о движении материков в рус-
ской научной мысли в 70-х годах пропитого столетня. Изв. АН СССР, серия геол.,
№ 4. 1946.
Лемуан М. По поводу сообщения проф. Гертнера и профессоров А. А. Бог-
данова, П. Д. Гамкрелидзе, М. В. Муратова, В. Е. Хайна. Геотектоника, № 2,
1966.
Ливанов В. К. К вопросу о механизме складкообразования. Пробл.
сов. геологии, № 2, 1935.
37*
579
Лизе Ч. К. Структурная геология. ОНТИ, 1935.
Лис Д. М. Современные движения на Среднем Востоке. Живая тектоника.
Изд-во иностр, лит., 1957.
Ли Сы-гуан. Геология Китая. Изд-во иностр, лит., 1952.
Ли Сы-гуан. Вихревые структуры Северо-Западного Китая. Госгеол-
издат, 1958.
Лифшиц М. X. К вопросу о физическом состоянии глубинного вещества
земной коры и верхней мантии в Прикурильской зоне Тихоокеанского кольца.
Геол, и геофиз., № 1, 1965.
Лич ко в Б. Л. Эпейрогенезис и землетрясения. Природа, № 3, 1944.
Лиш невский Э. Н. Об активной роли гранитных интрузий в процессе
горообразования. Геотектоника, № 3, 1965.
Логвпненко И. В. Опыт генетической классификации угленосных
формаций. Сов. геология, № 8, 1966.
Ломоносов М. В. О слоях земных и другие работы по геологии 1757—
1759. Госгеолиздат, 1949.
ЛотиевК. О. О многообразии форм проявления складчатости (на примере-
анализа тектоники Центрального Кавказа). Тр. Грози, нефт. ин-та, сб. II, 1953.
Лукин Л. И., Кушнарев И.П. О термине «кливаж». Изв. АН СССР,
серия геол., № 6, 1952.
Л у к к А. А. Строение верхней мантип Земли вдоль профиля Памир —
р. Лена. Сов. геология, № 2, 1966.
Лучицкий И. В. О соотношении флексур с разломами и складками.
Геол. сб. Львовского геол, об-ва, № 2—3, 1956.
Лучицкий И. В., Бондаренко П. М. Эксперименты по модели-
рованию сводовых поднятий Байкальского типа. Геотектоника, № 2, 1967.
Лучицкий И. В., Г р о м и н В. И., Ушаков Г. Д. Экспери-
менты по деформации горных пород в обстановке высоких давлений и температур.
СО АН СССР, Изд-во «Наука», 1967.
Лучицкий И. В., Кепежп иска с В. В. О девонских вулкани-
ческих аппаратах центрального типа в Туве. Бюлл. МОИП, отд. геол., № 3, 1966.
Лычагин Г. А. Ископаемые грязевые вулканы Керченского полуост-
рова. Бюлл. МОИП, № 4, 1952.
Л ю с т и х Е. Н. Гравиметрический метод изучения причин колебательных
движений земной коры и некоторые результаты его применения. Изв. АН СССР,,
серия геол., № 6, 1948.
Л ю с т и х Е. Н. К вопросу о механизме складкообразования. Докл.
АН СССР, № 6, 1949.
Люстих Е. Н. Неомобилизм и конвекция в мантип Земли. Статья 1.
Доводы сторонников мобилизма и доводы в пользу конвекции. Бюлл. МОИП,.
отд. геол., № 1, 1965.
Люстих Е. И. Неомобилизм и конвекция в мантии Земли. Статья 2.
Увязка гипотез конвекций и материкового дрейфа. Бюлл. МОИП, отд. геол., № 2,
1965.
Л я й е л ь Ч. Основные начала геологпп или новейшие изменения Землп
п ее обитателей (перевод с анг.). Москва, 1866.
Ляхов Б. М. Об изменчивости вековых магнитных вариаций. Тр. НИИ
земн. магнетизма, вып. 8 (18), 1952.
Магницкий В. А. К вопросу о генезисе плакантиклиналей. Бюлл.
МОИП, отд. геол., № 3, 1946.
Магницкий В. А. Геофизические данные о состоянии вещества верх-
них слоев Земли. Тр. совещ. о деформации земной коры. Геодезиздат, 1948.
Магницкий В. А. О возможном характере деформаций в глубоких
слоях земной коры и подкоровом слое. Бюлл. МОИП, отд. геол., № 2, 1948.
Магницкий В. А. Основы физики Земли. Геодезиздат, 1953.
Магницкий В. А. Внутреннее строение и физика Земли. Изд-во
«Недра», 1965.
Маев Е. Г. Особенности складкообразования в Южном Каспии. Докл.
АН СССР, т. 130, № 1, 1960.
М а з а р о в и ч А. Н. Историческая геология. ОНТИ, 1937.
М а з а р о в и ч А. Н. Об основных принципах геохронологии. Докл.
АН СССР, т. 8, № 3, 1947.
580
М а з а р о в и ч А. II. Основы региональной геологии материков, т. I и IK
Изд-во МГУ, 1951 и 1952.
Мазаровпч О. А. Формационные ряды некоторых межгорных впадин
каледонпд СССР. Бюлл. МОИП, отд. геол., № 2, 1961.
Максимов Б. И. Магнитная разведка в нефтяной промышленности.
Прикл. геофиз., вып. 2. Гостоптехиздат, 1950.
Максимов И. В. О восьмидесятилетием цикле колебаний климата
Земли. Докл. АН СССР, т. 86, № 5, 1952.
Максимович Г. А. О грязевых вулканах, образующихся при земле-
трясениях. Изв. АН СССР, серия геол., № 5, 1953.
Марков М. С. Об особенностях развития земной коры в раннем докемб-
рии (на примере Канадского щита). В кн.: «Геология и петрология докембрия»..
Изд-во АН СССР, 1962.
Марков М. С., Соловьева И. А., Ч е х о в и ч В. Д. Островные
дуги н становление «гранитного» слоя земной коры. Геотектоника, № 1, 1967.
Маркова Н. Г., Хорева Б. Я. Типы приразломных структур (зон
смятия) и их генезис на примере Центрального Казахстана и Алтая. Тр. ГИН,
вып. 92. Изд-во АН СССР, 1963.
М а р х п и и н Е. К. Роль вулканических продуктов в формировании
земной коры. Изв. АН СССР, серия геол., № 2, 1965.
Марченко В. И. Ритмичность в морских отложениях геосинклинальных
областей (на примере неокома Копет-Дага). Литология и полезн. ископ., № 2, 1967.
М а с а й т и с В. Л. Разломы Сибирской платформы. В кн.: «Глубинные
разломы». Изд-во «Недра», 1964.
Масайтис В. Л., Старицкий 10. Г. О выделении третьего после
платформ и геосинклиналей основного структурного элемента континентальной зем-
ной коры. Тезисы докладов совещ. по проблемам тектоники. Изд-во АН СССР, 1962.
М о ж в и л к А. А. Влияние глубинных разломов на геологическое строе-
ние северо-западной окраины Сибирской платформы. В кн.: «Глубинные разломы».
Изд-во «Недра», 1964.
Мелещенко В. С., Янов Э. Н. О пригеосинклинальных прогибах.
Геол, и геофиз., № 1, 1960.
М е л ь и и к о в Н. В. Влияние пластовых интрузий на конфигурацию скла-
док. Докл. АН СССР, т. 165, № 3, 1965.
Меннер В. В., Раабен Н. Е. К вопросу о природе мелких складок
в мезозое Восточного Притиманья. Изв. АН СССР, серия геол., № 6, 1958.
М е р л и ч Б. В. Эксплозивные брекчиевые дайки в Закарпатье. Изв. АН
СССР, серия геол., № 3, 1958.
М е х т и е в Ш. Ф. К вопросу происхождения нефти, формирования зале-
жей и генезиса диапировых складок. Изв. АН СССР, серия геол., № 3, 1953.
Мег тле в Ш. Ф. Новые проявления грязевого вулкана Локбатан. Докл.
АН АзССР, т. X, № 9, 1954.
М е х т п е в ТП. Ф., Снарский А. Н. Экспериментальная проверка
условий образования диапировых складок. Сов. геология, № 6, 1941.
Мещеряков 10. А. Современные тектонические движения Балтийского
в Канадского щптов. Природа, № 2, 1950.
Мещеряков Ю- А. Задачи и методы геолого-геоморфологических ис-
следований при изучении современных тектонических движений. Сб. «Соврем,
движ. земной коры и методы их изучения». Изд. АН СССР, 1961.
Мещеряков Ю. А. Полигенетические поверхности выравнивания
юго-востока Русской равнины и их значение для анализа неотектоники. Неотек-
тоника СССР. Изд-во АН Лат. ССР, Рига, 1961.
Мещеряков К). А., Обидиентова Г. В., Ш у к е в и ч М. М.
Некоторые геоморфологические особенности районов дизъюнктивных дислокаций
Нижнего Поволжья. Тр. Ин-та географии АН СССР, вып. 58, 1953.
Мещеряков Ю. А., С и н я г и н а М. И. Опыт изучения современ-
ных движений земной коры по данным повторного нивелирования. Северное Пред-
кавказье, Донбасс, Среднерусская возвышенность. Изв. ДАН СССР, серия геол.,
№ 1, 1951.
Мещеряков IO. А., С и н я г и н а М. И. Состояние знаний о совре-
менных движениях земной коры. Сб. «Современные движения земной коры и методы
их изучения». Изд. АН СССР, 1961.
581
Мигаче в а Е. Е., Стерлпн Б. П. К палеогеографии среднего
сармата Молдавии. Докл. АН СССР, т. 31, 1953, стр. 617—619.
Микуленко К. И., Острый Г. Б. Типы трещиноватости и их
влияние на коллекторские свойства пород осадочного чехла Западно-Сибирской
плиты. Докл. АН СССР, № 3, 1965.
М п л а й Т. А. Интрузии щелочных гранитоидов Верхнего Приамурья
и контролирующие их структуры. Докл. АН СССР, т. 147, № 3, 1962.
Милановский Е. В. Очерк теории геосинклиналей в современном
ее состоянии. Бюлл. МОИП, отд. геол., № 4, 1929.
Милановский Е. Е. О некоторых особенностях структуры и истории
развития шовных зон (на примере Кавказа). Сов. геология, № 2, 1962.
Миндели П. Ш., Непрочное Ю. П., Патарая Е. И. Опре-
деление области отсутствия гранитного слоя в Черноморской впадине по данным
ГСЗ и сейсмологии. Изв. АН СССР, серия геол., № 2, 1965.
Миронычев Ю. П. Сводная характеристика локальных поднятий
Сибирской платформы. Геология нефти и газа, № 7, 1963.
Миронычев 10. П. Морфология и возможный генезис локальных под-
нятий Тунгузской синеклизы. Нефтепром, геол, и геофиз., № 1, 1965.
М и р о п о л ь с к п и Г. Л. Некоторые новые данные к изучению литоло-
гии бавлинской свиты у пос. Бавлы. Изв. Каз. фил. АН СССР, серия геол., № 2,
1954.
Мирошниченко В. П. Тектоника Гаурдака. Изв. Турк. фил. АН
СССР, № 5—6, 1945.
Мирошниченко В. П. Развитие вулканизма при ашхабадском земле-
трясении в августе 1948 г. Изв. АН СССР, серия геол., № 5, 1951.
Мирчпнк Г. Ф. Основные закономерности развития земного шара.
Бюлл. МОИП, № 3—4, 1940.
М и р ч и н к Г. Ф. Гляциодислокации и их значение для понимания струк-
туры территории Европейской части СССР. Бюлл. МОИП, отд. геол., № 4. 1946.
М и р ч и н к М. Ф. Нефтяные месторождения Азербайджана. Аз. ГОНТИ,
1939.
Мирчинк М. Ф. Против внесения путаницы в представления о геотек-
тоническом развитии платформ. Нефтяное хозяйство, № 6, 1954.
Мирчинк М. Ф., Крылов Н. А., Летавин А. II., Мило-
вицкий Я. П. Основные черты тектоники Предкавказья. В кн.: «Молодые
платформы». Изд-во «Наука», 1965.
Михайлов А. Е. Основные этапы развития Предкавказского краевого
прогиба. Бюлл. МОИП, отд. геол., № 3, 1951.
Михайлов А. Е., Классификация складчатости. Бюлл. МОИП, отд.
геол., № 2, 1954.
Михайлов А. Е. Полевые методы изучения трещин в горных породах.
Геотектоника, 1956.
Михайлов А. Е. Кливам: в верхнедевонских и нижнекаменноугольных
отложениях Атасуйского района (западная часть Центрального Казахстана).
Изв. АН СССР, серия геол., № 2, 1957.
Михайлов А. Е. О классификации разрывных структур и изображении
их на геологических картах. В кн.: «Глубинные разломы». Изд-во «Недра», 1964.
Михайлов И. М. О смещении сводов антиклинальных структур в адыр-
ной зоне Южной Ферганы. Геология нефти и газа, № 7, 1960.
Михеенко В. И., Хайретдинов И. А. Коленчатые дайки трап-
пов на северо-востоке Тунгусской синеклизы. Докл. АН СССР, т. 159, № 4, 1964.
М и х н о Н. П. Мезозойские структурно-формационные комплексы Запад-
ного Забайкалья. Геол, и геофиз., № 4, 1965.
М и х н о Н. П., Соловьев В. А. Тектонические условия образования
мезозойских формаций Западного Забайкалья. Геол, и геофиз., № 10, 1965.
Мишунина 3. А. О направлении движения осадков в древних подводных
оползнях. Докл. АН СССР, т. 70, № 4, 1950.
Моисеев А. С. Введение в геотектонику. Изд. ЛГУ, 1939.
М о к р и н с к и й В. В. Тектоника района Индерского поднятия. ГОНТИ,
1938.
Мок шанцев К. Б., Горнштейн Д. К., Гусев Г. С. и др.
Тектоническое строение Якутской АССР. Изд-во «Наука», 1964.
582 _______________________________________________________________
Мордовский В. Т„ Куренков Н. Т. О взаимосвязи рельефа
кровли соленосной толщи с тектоникой ее постели в центральной части Лено-Ан-
гарской впадины. Докл. АН СССР, т. НО, № 4, 1956.
Москалев Н. П., Карнюшина Е. Е. О некоторых закономерно-
стях в распределении микротрещиноватости в карбонатных породах мезозойского
возраста Дагестана в связи с их нефтегазоносностью. В кн.: «Тр. совещ. по трещин,
коллекторам нефти и газа». Изд-во «Недра», 1965.
Муди Дж. Д., Хилл М. Дж. Сдвиговая тектоника. Сб. «Вопросы
соврем, зарубеж. тектоники». Изд-во иностр, лит., 1960.
Муратов М. В. Основные структурные элементы альпийской геосин-
клпнальной области юга СССР и некоторых сопредельных стран. Изв. АН СССР,
серия геол., № 1, 1946.
Муратов М. В. Основные этапы тектонического развития Причерно-
морья и генетические типы структурных элементов земной коры. Изв. АН СССР,
серия геол., № 5, 1948.
Муратов М. В. Тектоника и история развития альпийской геосинкли-
нальной области юга Европейской части СССР и сопредельных стран. Изд-во АН
СССР. 1949.
Муратов М. В. Основные типы геосинклинальных прогибов в альпий-
ской складчатой области. Докл. АН СССР, т. 147, № 5, 1962.
Муратов М. В. Структурные комплексы и этапы развития геосинкли-
нальных складчатых областей. Изв. АН СССР, серия геол., № 6, 1963.
Муратов М. В. Типы геосинклинальных прогибов в альпийской склад-
чатой области, их взаимоотношения и развитие. Тр. ГИН, вып. 92, 1963. Изд-во
АН СССР, 1963.
Муратов М. В. Тектоника Индийской платформы и ее сравнение с Вос-
точно-Европейской. Изв. АН СССР, серия геол., № 10, 1964.
Муратов М. В. Главнейшие этапы складчатости и мегастадии развития
земной коры. Геотектоника, № 1, 1965.
Муратов М. В. Складчатые геосинклинальные пояса Евразии. Геотек-
тоника, № 6, 1965.
Муратов М. В., Николаев Н. И. Речные террасы горного Крыма.
Бюлл. МОИП, отд. геол., № 2, 1939.
Мушкетов И. В. Общая геологическая карта России. Листы 95 и 96.
Геологические исследования в Калмыцкой степи в 1884—1885 гг. ТГК,
т. XIV, № 1, 1895.
Мушкетов И. В., Мушкетов Д. И. Физическая геология. ОНТИ,
1935.
Мухин Ю. В. Процессы уплотнения глинистых осадков. Изд-во «Недра»,
1965.
Нагибина М. С. К вопросу о тектонике верхнемезозойских впадин
Забайкалья. Изв. АН СССР, серия геол., № 4, 1946.
Найденов Б. М., Чердынцев В. В. Эволюция земной коры по
данным об изотопах рудного свинца. Докл. АН СССР, т. 172, № 3, 1967.
Н а л и в к и н Д. В. Учение о фациях. Изд. АН СССР, т. I, 1955.
Н а л и в к и н Д. В. Учение о фациях. Изд-во АН СССР, т. II, 1956.
Наливкин В. Д. О морфологической классификации платформенных
структур. Геология нефти и газа, № 8, 1962.
Наливкин В. Д. О классификации тектонических структур. Геотекто-
ника, № 3, 1965.
II а л п в к и н В. Д. Острый Г. Б. и др. Дизъюнктивные нарушения
в осадочном чехле Западно-Сибирской плиты. Докл. АН СССР, т. 158, № 6, 1964.
Наливкина Э. В. О фундаменте раннепротерозойских геосинклина-
лей. Геотектоника, № 2, 1966.
Неволин Н. В. О геологическом строении Прикаспийской впадины
в свете геофизических данных. Гостоптехиздат, 1951.
Невски й В. А. Рубчатые тела брекчиированных пород Актюзского
рудного поля. Геол. рудн. месторожд., № 2, 1960.
Невский В. А. Классификация трещин по типу разрушения горных по-
род. Изв. высших учеб, завед., геология и разведка, № 12, 1963.
Невский В. А. Генетическая классификация трещиноватых горных
пород. Изв. высших учеб, завед., геология и разведка, № 3, 1964.
583
Невский В. А. О внутреннем строении разломов. Геотектоника, № 1,
1967.
Н еймайр М. История Земли, т. I и II (перевод с нем.). СПб, 1904.
Нестеров И. И. Методика изучения и классификация платформенных
локальных структур Западно-Сибирской низменности. Нефт. геол, и геофиз.,
№ 10, 1964.
Нестеренко П. Г., С т о в а с М. В. Гравитация и сейсмичность.
Природа, № 7, 1963.
Нестеров И. Н. Уплотнение глинистых пород. Сов. геология, № 12,
1965.
Н е ч а й А. М. Количественная оценка вторичной пористости трещинных
коллекторов нефти и газа. В кн.: «Труды совещ. по третц. коллекторам нефти и газа».
Изд-во «Недра», 1965.
Никитин Н. С. Общая геологическая карта России. Лист. 57. ТГК,
т. V, № 1, 1890.
Никифоров Л. Г., Самойлова А. А. Экспериментальные ис-
следования роста положительных тектонических структур в зоне морского мелко-
водья. Сов. геология, № 7, 1967.
Никифоров Н. А. О значении порядков складчатых и разрывных
нарушений. Докл. АН УзССР, № 1, 1953.
Николаев В. А. О закономерностях развития структурно-фациальных
зон в подвижных поясах земной коры. Сов. геология, сб. № 1, 1944.
Николаев Н. И. О четвертичных тектонических движениях п возрасте
рельефа центрального Кавказа и Предкавказья. Докл. АН СССР, т. XXX, №1,
1941.
Николаев Н. И. Новейшая тектоника СССР и основные закономерно-
сти проявления современных тектонических движений. Сов. геология, вып. 16,
1947.
Николаев Н. И. Новейшая тектоника СССР. Изд-во АН СССР, 1949.
Николаев Н. И. О природе и морфологическом типе глубинных разло-
мов (на примере главного разлома хребта Каратау). Сов. геология, № 7,
1959.
Николаев Н. И., Б а б и к В. И., М е д я н ц е в А. И. Вопросы
неотектоники Балтийского щита и Норвежских каледонид. Сов. геология, № 3,
1967.
Николаев Н. И., Шенкарева Г. А. Карты градиентов скорости
новейших тектонических движений территории СССР. В кн.: «Тектонические движе-
ния и новейшие структуры земной коры». Изд-во «Недра», 1967.
Николаев Н. И., Шульц С. С. Карта новейшей тектоники СССР.
Изв. высших учеб, завед., геология и разведка, № 10, 1961.
Новикова А. С. О трещиноватости осадочных пород восточной части
Русской платформы. Изв. АН СССР, серия геол., № 5, 1951.
Новикова А. С. К вопросу о тектоническом положении рифейских вул-
каногенных пород на Русской платформе. Изв. АН СССР, серия геол., № 1, 1959.
Новикова А. С. Особенности тектоники Большого Донбасса. Бюлл.
МОИП, отд. геол., № 4, 1961.
Новикова A. G. О тектонике и магматизме Восточно-Европейской
платформы. Докл. сов. геологов на XXII сессии МГК, проблема № 4. Изд-во «На-
ука», 1964.
Новикова А. С. О строении Восточно-Европейской платформы в про-
терозое. Геотектоника, № 1, 1965.
Обручев В. А. Полевая геология, т. 1, ГИТИ, 1931.
Обручев В. А. О некоторых спорных вопросах тектонической термино-
логии и тектоники СССР (хроника). Изв. АН СССР, серия геол., № 3, 1933.
Обручев В. А. Геология Сибири, т. I, II, III. Изд-во АН СССР, 1935—
1938.
Обручев В. А. Докембрий Сибири. Стратиграфия СССР, т. 1. Изд-во
АН СССР, 1939.
Обручев В. А. Пульсационная гипотеза геотектоники. Изв. АН СССР,
серия геол., № 1, 1940.
Обручев В. А. Основные черты кинетики и пластики неотектонпки.
Изв. АН СССР, серия геол., № 5, 1948.
584 —-------------------------------------------______________________
Обсуждение доклада проф. М. К. Коровина на совместном заседании Ученого
совета Института геологических наук и отделения геолого-географических наук
АП СССР 20 января 1950 г. Изв. АН СССР, серия геол., № 3, 1950.
Овчинников М. А. К методике изучения трещиноватости. Разведка
недр, № 4—5, 1938.
О г Э. Геология, т. 1 (геологические явления) (перевод с франц.). М., 1914.
Ога ринов И. С. Закономерности размещения зон глубинных разломов
на востоке Русской платформы и некоторые вопросы методпкп их выделения. Сов.
геология, № 7, 1965.
О геологических фактах, имеющих космогоническое значение. Изв. АН СССР,
серия геофиз., № 3, 1951.
Огнев В. Н., О сдвигах в земной коре. В кн.: «Глубинные разломы».
Изд-во «Недра», 1964.
Одинцов М. М. Некоторые вопросы тектонического развития платформ.
Геол, и геофиз.. № 6, 1962.
О л ь А. II. Вековой ход магнитного поля и сейсмичность Земли. Природа,
№ 12, 1949.
Основные итоги совещания по классификации платформенных структур.
Геология нефти и газа, № 11, 1963.
Основы тектоники Китая. Госгеолтехиздат, 1962.
Островский И. А. О методике исследований фазовых равновесий
при сверхвысоких давлениях (РТ диаграмма SiO,). Изв. АН СССР, серия геол.,
№ 8, 1966.
О ф ф м а и П. Е. О происхождении валов восточной части Русской плат-
формы в связи с исследованиями на Среднем Тимане. Изв. АН СССР, серия геол.,
№ 4. 1946.
Павлов А. Самарская Лука п Жигули. ТГК, т. П, № 5, 1887.
Павлов А. П. Попытка распознать архейскую эру в истории Земли.
Бюлл. МОИП, отд. геол., т. 31, 1922.
Павлов Н. В. Магнетитовые месторождения района Тунгусской сине-
клизы Сибирской платформы. Тр. Ин-та геол. рудн. м-ний, петрогр., минералогии
и геохимии, вып. 52. Изд-во АН СССР, 1961.
Павлов Е. С. Глубинные разломы и размещение эндогенного оруденения
на территории Приморья. Сов. геология, № 2, 1964.
Павловский Е. В. О некоторых общих закономерностях развития
земной коры. Изв. АН СССР, серия геол., № 5, 1953.
Павловский Е. В. О специфике стиля тектонического развптия зем-
ной коры в раннем докембрии. В кн.: «Геология и петрология докембрия». Изд-во
АН СССР, 1962.
Павловский Е. В. Новое о тектонике Пиренеев. Геотектоника, № 5,
1965.
Палей И. П. Основные черты тектоники Балтийского щита. Изд-во
АН СССР, 1963.
Палей И. П. Этаны развития докембрия Евразии и проблема его синхро-
низации. Геотектоника, № 4, 1965.
П а л и н с к и й П. Р., Юрчук И. М. Геологическое строение и нефте-
носность Бабчикской площади. Нефтегазовая геология и геофизика, № 9, 1965.
Панасенко Г. Д. Схема внутреннего строения Земли в свете космо-
гонической теории О. Ю. Шмидта. Изд-во АН Тадж. ССР, 1951.
Паннекук А. Я. Некоторые примеры четвертичной тектоники в Ни-
дерландах. В кн.: «Живая тектоника». Изд-во иностр, лит., 1957.
Панов Д. Г. Типы глубинных разломов на дне океанов. Изв. АН СССР,
серия геол., А» 9, 1958.
Панов Д. Г. Количественная оценка неотектонпческпх движений равнин
материковых платформ. В кн.: «Тектонические движения и новейшие отрицательные
структуры земной коры». Изд-во «Недра», 1967.
Парк Ч. Ф.. Мак-Дормнд Р. А. Рудные месторождения. Изд-во
«Мир», 1966.
Парфенов Л. М. Основные черты докембрийской структуры Восточного
Саяна. Изд-во «Наука», 1967.
Парфенов В. Д., Жуковский С. Р. Моделирование хрупкого
разрушения в условиях деформации сдвигами. Геотектоника, А» 4, 1966.
585
*
Паталаха E. И. Экспериментальное воспроизведение складок лами-
нарного течения (скалывания). Докл. АН СССР, т. 173, № 1, 1967.
Паффенгельц К. Н. Влияние тектоники на возникновение место-
рождений полезных ископаемых. Геология СССР, т. X, ч. 1. Госгеолиздат, 1941.
Пейве А. В. Глубинные разломы в геосинклинальных областях. Изи.
АН СССР, серия геол., № 5, 1945.
Пейве А. В. Общая характеристика, классификация и пространственное
расположение глубинных разломов. Главнейшие типы глубинных разломов. Ст. 1.
Изв. АН СССР, серия геол., № 3, 1956.
Пейве А. В. Связь осадконакопления, складчатости, магматизма и ми-
неральных месторождений с глубинными разломами. Главнейшие типы глубинных
разломов. Ст. 2. Изв. АН СССР, серия геол., № 3, 1956.
Пейве А. В. Принцип унаследованности в тектонике. Изв. АН СССР,
серия геол., № 6, 1956.
Пейве А. В. Разломы и их роль в строении и развитии земной коры.
Междунар. Геол, конгресс. Докл. сов. геологов, проблема 18. Изд-во АН СССР.
1960.
Пейве А. В. Горизонтальные движения земной коры и принцип унасле-
дованности. Геотектоника, № 1, 1965.
Пейве А. В., Синиц ин В. М. Некоторые основные вопросы учения
о геосинклиналях. Изв. АН СССР, серия геол., № 4, 1950.
Пермяков Е. Н. Тектоническая трещиноватость Русской платформы.
Изд-во МОИП, 1949.
Пермяков Е. И., Каравашкина К>. А. Поиски и изучение
платформенных структур методами исследования тектонической трещиноватости.
Бюлл. МОИП, отд. геол., т. 28, № 6, 1953.
Петрушевский Б. А. О принципе унаследованного развития, вер-
тикальных движениях и проблема крупных горизонтальных перемещений. Бюлл.
МОИП, отд. геол., № 1, 1964.
Петрушевский Л. А. Взаимосвязь информации и системы. Вопросы
философии, № 2, 1964.
П и н у с Г. В. Тектоническое положение гипербазитовых поясов каледо-
нид юга Сибири и сопредельных территорий. Геол, и геофиз.. № 1, 1965.
Пинчук О. И. Мощные угольные пласты и зависимость их структуры
от тектоники месторождений. Изв. Днепр, горного ин-та, т. XIX, 1948.
Пинчук О. И. Механизм образования складок угленосной толщи Челя-
бинского грабена. Изв. высш. уч. завед., геол, и разведка, № 9, 1965.
Пинчук О. И. Восточно-Уральский глубинный разлом. Геол, и геофиз.
№ 12, 1966.
П и с т р а к Р. М. Структура Русской платформы в девонское и каменно-
угольное время. Бюлл. МОИП, отд. геол., № 2, 1950.
Плюснин К. П. О системах регионального кливажа Южного и Среднего
Урала. Докл. АН СССР, т. 155, № 6, 1964.
Плюснин К. П. Сдвиговые структуры восточного склона Южного Урала.
Геотектоника, № 4, 1966.
Поварков И. И. и др. Труды конференции по освоению поднадвига
в Старогрозненском районе. Изв. Чеч.-Ипг. об-ва нефтяников, Грозный, 1941.
Погоня-Стефанович Н. Ф. Вулканические жерловины девон-
ского возраста северо-западной части Минусинской котловины. Изв. АН СССР,
серия геол., № 4, 1959.
ПожарисскийИ. Ф. О роли тангенциальных напряжений в формиро-
вании структуры Горного Алтая. Изв. АН СССР, серия геол., № 2, 1963.
Пожарыский В. Юго-западный край Фенносарматии. Вопросы соврем,
зарубеж. тектоники. Изд-во иностр, лит., 1960.
Поляк Б. Г., Смирнов Я. Б. Тепловой поток на континентах.
ДАН СССР, серия геол., т. 168, № 1, 1966.
Помазков К. Д. О роли тектонических структур в размещении герцпн-
ских интрузий Северного Тянь-Шаня. Докл. АН СССР, т. 122, № 5, 1958.
Попов Влад. О редких случаях землетрясений в Европейской частп
СССР. Природа, № 12, 1939.
Попов В. И. «Структура конского хвоста» в тектонике Западного Тянь-
Шаня. Изд. Комитета наук УзССР, Ташкент, 1939.
586 ---------------------------------------------------------------
*
Попов В. И. Геологические условия формирования кайнозойских мо-
ласс Ферганы. Изд. Комитета наук УзССР, Ташкент, 1940.
Попов В. И. О мощности «твердой» земной оболочки. Природа, № 6, 1943.
Попов В. И. Выдержанные горизонты в разрезах пустынно-континен-
тальных молассовых образований. Азерб. нефтяное хозяйство, № 11. 1947.
Попов В. И. Очерк литологии (учения о геологических формациях).
Изв. АН УзССР, № 2, 1947.
Попов В. И. Развитие учения о геологических формациях в Узбекистане.
Сб. «Юбилейная научная конференция 1949 г.». Изд-во Ср.-Аз. гос. ун-та, Ташкент,
1950.
Попов В. И. Некоторые основные определения и положение учения о фор-
мациях. Изв. АН УзССР, № 2, 1951.
Попов В. И. Состояние и задачи изучения осадочных формаций. Сове-
щание по осадочным породам. Доклады, вып. 1. Изд-во АН СССР, 1952.
II о п о в В. И. Геологические формации — естественно-исторические со-
общества генетически связанных сопряженных горных пород. Изд-во Узб. гос.
ун-та, Самарканд, 1959.
Попов В. С., Лапшин И. Ю. Основные черты геологического строе-
ния северной окраины Донецкого бассейна. Бюлл. МОИП, отд. геол., № 3, 1953.
Поповин В. В. Разрывные нарушения на Татарском своде. Геол, нефти
н газа, № 12, 1963.
Порфирьев В. В. Нефтяное месторождение Боядаг-Сырыланли и про-
блемы его разведки. Тр. НГРИ, серия Б, вып. И. Гос. науч.-техн. нефт. изд-во,
1932.
Порфирьев В. В., Липецкий В. Ф. Вопросы миграции нефти.
Тр. Львовск. геол., обл., серия геол. Изд. Харьк. гос. ун-та. 1952.
Поспелов Г. Л. О типах механических геологических напряжений
и геотектонической решетке. Изв. Вост. фил. АН СССР, № 1, 1957.
Поспелов Г. Л. О закономерностях размещения железорудных место-
рождений Алтае-Саянской области. Закономерности размещения полезных иско-
паемых, т. II. Изд-во АН СССР, 1959.
Поспелов Г. Л., К а у ш а н с к а я П. И. Стадии развития и типы
бестрещпнного жилообразования. Геол, и геофиз., № 9, 1962.
Поспелов П. А. Рациональный комплекс геофизических методов раз-
ведки нефтяных месторождений. Приклад, геофиз., сб. 7. Гостоптехиздат, 1950.
Потапов И. И. Геотектоника (учебное пособие). Изд-во Ростовского
ун-та, 1964.
Предтече некий А. А. Древнее поднятие Южной Сибири. Геол, и гео-
физ., .№ 5, 1960.
Приходько Ю. Н. Наблюдения над усадкой углей и песчано-глини-
стых пород на Интинском каменноугольном месторождении. Изв. АН СССР, серия
геол., № 2, 1963.
Прозоровпч Э. А. О закономерностях в уплотнении глин с глубиной.
Нов. нефт. и газ. техн., геол., № 4, 1962.
Прокопченко А. Л. К вопросу о сокращении мощности угольных
пластов Донбасса в ряду углефикации. Докл. АН СССР, т. 173, № 2, 1967.
Пустовалов Л. В. Геохимические фации и их значение в общей при-
кладной геологии. Пробл. сов. геологии, № 1, 1933.
Пустовалов Л. В. Петрография осадочных пород. 1940.
Пустовалов Л. В. О путях подхода к изучению и о главнейших за-
дачах исследования осадочных пород и полезных ископаемых. Совещание по оса-
дочным породам. Доклады, вып. 1. Изд-во АН СССР, 1952.
П у т к а р а д з е А. Л. Геологическое строение и перспективы нефтенос-
ности Кировобадского района. Сессия Ученого Совета Азерб. нефт. экспедиции
АН СССР, 1947.
II у т к а р а д з е А. Л., ДадашевФ. Г. О палеогеографических по-
строениях по данным выбросов грязевых вулканов. Геология нефти и газа. № 3,1960.
Пучков В. И. Происхождение рифтовых морей. Изв. АН СССР, серия
геол., № 3, 1964.
П у щ а р о в с к и й Ю. М. Некоторые» осябяжвоъ-хи.
внешней (скибовой) зоны Восточных Кар-
пат. Изв. АП СССР, серия геол., № 3, 1948.
П у щ а р о в с к в й IO. М. Краевые прогибы, их тектоническое строение
и развитие. Изд-во АН СССР, 1959.
П у щ а р о в с к и и Ю. М. Зоны затухания геосинклинальных систем
или областей. Бюлл. МОИП, отд. геол., № 6, 1961.
П у щ а р о в с к и й Ю. М. Проблемы тектоники и нефтегазоносности
Тихоокеанского кайнозойского тектонического пояса. Геотектоника, № 7, 1965.
II у щ а р о в с к и й 10. М. Основные черты строения Тихоокеанского
тектонического пояса. Геотектоника, № 6, 1965.
П э к А. Э. Трещинная тектоника и структурный анализ. Изд-во АП СССР,
1940.
Пэк А. В. Некоторые вопросы тектоники в рудничной геологии. Сб. 20,
1947.
Рагозин М. К. Экзотектоника. Сов. геология, сб. 2, 1944.
Размахнпн Ю. М. Некоторые особенности магматизма зон активизации
Азиатского сектора Тихоокеанского складчатого сектора (па примере Приморья).
Докл. АН СССР, т. 169, № 1, 1966.
Разницын В. А. К вопросу о происхождении земной коры в главные
этапы ее развития. Изв. высш. учеб, завед., геология и разведка, № 10,
1965.
Ранцман Е. Я., Пшени н Г. Н. Новейшие горизонтальные движе-
ния земной коры в зоне Таласо-Ферганского разлома по данным геоморфологиче-
ского анализа. В кн.: «Тектонические движения и новейшие структуры земной
коры». Изд-во «Недра», 1967.
Р а ц М. В. К вопросу о зависимости густоты трещин от мощности слоя.
Докл. АН СССР, т. 144. № 3, 1962.
Р а ц М. В. Статистический анализ слоистости терригенного флиша. Бюлл.
МОИП, отд. геол., № 4, 1962.
Р а ц М. В. Статистико-генетический метод изучения трещиноватости.
Бюлл. МОИП, отд. геол., № 6, 1963.
Резанов И. А. К вопросу о геологической интерпретации данных ГСЗ.
Сов. геология, А" 6, 1960.
Резанов И. А. О строении земной коры платформенных областей.
Бюлл. МОИП, отд. геол., А° 1, 1962.
Резвой Д. 1'1. Об одном из способов изображения результатов новейших
тектонических движений. Уч. записки Львов, ун-та, т. XXIII, серия геол., вып. 6,
1953.
Резвой Д. II. О Гиссаро-Алтайской геосинклинали в верхнесилурийскую
эпоху. Докл. АП СССР, т. 95, А° 6, 1954.
Резвой Д. II. О некоторых молодых поднятиях Южной Ферганы. Тр.
МГРИ, т. XXVI, 1954.
Риз ничей к о Ю. В. Примечание к книге Б. Гутенберга «Физика зем-
ных недр». Изд-во пностр лит., 1963.
Резолюция конференции по учению о геологических формациях (31 января —
6 февраля 1953 г.). Изд-во Зап.-Сиб. фил. АН СССР, 1953.
Р era ит ь ко В. А. Метаморфизм зон рассланцевания и глубинных разло-
мов в районе Качканарского габбро-перпдотитового массива на Урале. Сов. геоло-
гия, А« 12, 1959.
Розанов Л. Н. Явления подводных оползней в сенонских отложениях
Дагестана. Зап. Лен. горн, ин-та, т. 12, вып. 3, 1939.
Розанов Л. Н. Тектоника Среднего Прикамья. Сов. геология, сб. 3,
1944.
Розанов Л. Н. Вопросы генезиса структур Бугурусланского нефте-
носного района. Сов. геология, сб. 28, 1948.
Розанов Л. Н. К вопросу о залегании нефти и газа в связи с тектоникой
восточной части Русской платформы. Нефтяпое хозяйство, № 7, 1954.
Розанов IO. А., Косыгин IO. А., Л у ч и ц к и й И. В. Пласти-
ческая деформация карбонатных горных пород. Тр. ИГН, вып. 122, петрогр.
серия. Изд-во АН СССР, 1950.
Розе Т. Н. О вековых изменениях остаточного магнитного поля Земли.
Ииф. сб. по земному магнетизму и электричеству, вып. 2, № 5, 1940.
Ронов А. Б. К вопросу о грязевом вулканизме Юго-Восточного Кав-
каза. Докл. АН СССР. т. 65, № 1, 1949.
588 ------------------------------------------------------------------
Р о п о в А. Б. История осадконакопления и колебательных движений Евро-
иейской' части СССР. Тр. Геофиз. ин-та AIT СССР, № 3 (130). Изд-во АН СССР, 1949.
Р о н о в А. Б. Органический углерод в осадочных породах (в связи с неф-
теносностью). Геохимия, № 5, 1958.
Р о н о в А. Б., Е р м и ш к и и А. И. Методика составления количествен-
ной литолого-геохимической карты. Докл. АН СССР, т. 91, № 5, 1953.
Ростовцев Н. Н. О геологической истории юрского периода в восточ-
ной части Большого Кавказа. Изв. АН СССР, серия геол., № 3, 1948.
Ростовцев Н. Н. Некоторые вопросы тектоники Западно-Сибирской
низменности. Геол, и геофиз., № 1, 1966.
Рудзский М. П. Несколько замечаний по поводу теории образования
гор. Зап. Иоворос. об-ва естественен., т. XV, вып. 1, 1888.
Рудзский М. П. О происхождении материков и океанических бассей-
нов. Одесса, 1892.
Р у д н и к В. А., А л е к с е е в Л. М. О проявлении метаморфизма в зоне
глубинного разлома хребта Джагды-Тукурингра на Дальнем Востоке. В кн.:
«Глубинные разломы». Изд-во «Недра», 1964.
Руженцев В. Е. Основные фациальные зоны сакмарско-артинского
комплекса на Южном Урале. Изв. АН СССР, серия геол., № 1, 1948.
Ру жен цс в С. В. Смещение фациальных комплексов пермотриаса вдоль
разломов Юго-Восточного Памира. Докл. АН СССР, т. 143, № 1, 1962.
Руженцев С. В. Тектонические покровы Музкольского хребта. Изв.
АН СССР, серия геол., № 3, 1965.
Руженцев С. В., Ш в о л ь м а и В. А. Восточно-Памирская зона
сдвигов. Изв. АН СССР, серия геол., № 7, 1963.
Р у х it н Л. Б. Тектонические типы осадочных пород. Совещание по осадоч-
ным породам. Доклады, вып. 1. Изд-во АН СССР, 1952.
Рухин Л. Б. Основы литологии. Ростоптехиздат, 1953.
Рыбаков Ф. Р. Некоторые закономерности образования и практическое
значение трещиноватости горных пород в нефтяной геологии. В кн.: «Тр. совещ.
по трещинным коллекторам нефти и газа». Изд-во «Недра», 1965.
Р ы ж ков О. А. Некоторые данные по тектонике брахиантиклиналей
предгорий Ферганы. Тр. Ин-та геол., АН УзССР, вып. 4, 1949.
Рыжков О. А. К методике составления карт мощностей. Изв. АН УзССР,
№ 5, 1951.
Рыжков О. А. Об одном геоморфологическом факторе, не учитываемом
при анализе складчатости. Докл. АН УзССР, № 4, 1952.
Рыжков О. А., К вопросу о смещении сводов в антиклинальных складках
Ферганы. Докл. АН УзССР, № 2, 1955.
Рыжков О. А., Давлятов Ш. Д.. Екшиборов С. В. и др.
Альпийская тектоника и некоторые вопросы нефтегазоносности Узбекистана.
В кн.: «Молодые платформы». Изд-во «Наука», 1965.
Рябинин Ю. Н. Некоторые результаты исследований свойств веществ
при высоких давлениях и температурах, представляющих интерес для геофизики.
Изв. АН СССР, серия геол., № 8, 1966.
Рябов В. М. О возможных горизонтальных неотектонических движениях
в прибрежной зоне Дагестана и их влияние на размещение нефтегазоносных струк-
тур. Геология нефти и газа, № 6, 1964.
Рябой В. 3. Строение земной коры и верхней части мантии по профилю
ГСЗ Копет-Даг — Аральское море. Сов. геология, № 5, 1966.
Рябухин Г. Е. Каневские дислокации Среднего Приднепровья. Бюлл.
МОИП, отд. геол., № 6, 1947.
Савельев А. А. Флишевые отложения протерозоя Восточного Саяна.
Сб. «Геология и петрология докембрия». Изд-во АН СССР, 1960.
Салтыковский А. Я. О возможном исходном среднем составе магмы
в Юго-Западном Забайкалье. Изв. АН СССР, серия геол., № 12, 1966.
Самсонов В. Ф. Новые данные о дайках района Вольска. Докл. АН
СССР, т. 87, № 5, 1952.
Самсонов В. Ф. Нептунические дайки бассейна Минны-Сая (авторефе-
рат). Изв. Саратовск. ун-та, 1953.
Сапожников Д. Г. Тектоника западной части Казахской складчатой
страны. Тектоника СССР. т. I. Изд-во АН СССР, 1948.
589
Саркисян С. Ш. Некоторые особенности магматизма в зоне глубинных
разломов Закавказья. Изв. АН СССР, серия геол., № 2, 1963.
Святловский А. Е. О вулкано-тектонике Ключевской группы вулка-
нов на Камчатке. Бюлл. вулканолог, станции, № 26, 1957.
Семакин В. П. Неотектоника Южного Алтая. Геол, и геофиз., Д« 8,
•1966.
Семененко И. П. Дизъюнктивные нарушения и микротектонические
структуры и их роль в формировании рудных полей Кривого Рога. Бюлл. Науч.-ис-
след. геол.-разв. ин-та, № 3—4, 1940.
Семененко И. П. Трещиноватость и кливаж в горных породах Кривого
Рога. Тр. Днепроиетр. ун-та, т. 27, вып. 2, 1941.
Семенович В. В. Разрывные нарушения Каракумской платформы
и смежных тектонических районов. Сов. геология, № 5, 1964.
Сергеев И. Г., Т а щ и н и н а М. В. О возможной роли углисто-гли-
нистых сланцев в локализации полиметаллических месторождений Алтая. Докл.
АН СССР, т. 92, № 3, 1953.
Сибирцев Н. Общая геологическая карта России. Лист 72. Владимир —
Нижний Новгород — Муром. ТГК, т. XV, № 2, 1898.
Сиверс Л. Извержение Джарджавской сопки. Природа, № 1, 1931.
С и в о в А. Г. О принципах построения региональной стратиграфической
шкалы и ее подразделениях. Мат. Новосиб. конф, по формациям. Новоспб. книжн.
изд-во, 1955.
Силантьев В. Н. Фудзино-Иманский сдвиг. Изв. АН СССР, серия
геол., № 2, 1963.
Симоненко А. Н. Типы локальных структур Наганского района
и методика их изучения. Нефт. геол, и геофиз., № 12, 1963.
Синица С. М. Мезозойские окаймленные гнейсовые купола в Юго-Вос-
точном Забайкалье. Докл. АН СССР, т. 160, № 4, 1965.
Синицын В. М. К истории Таримского стабильного массива. Изв. АН
СССР, серия геол., № 1, 1948.
Синицын Н. М. Тектоника горного обрамления Ферганы (автореферат).
Изд-во ЛГУ, 1949.
С к л о в с к и й А. М., Волох А. Г. Перерывы в осадконакоплении де-
вона Северо-Каспийского нефтегазоносного бассейна. Сов. геология, № 2, 1964.
Славин В. И. Основные черты геологического строения срединных мас-
сивов в альпийской геосинклинальной области. Науч. докл. высших школ,
№ 2, 1958.
Слатвиненц Е. А., Береснева Д. И. Цикличность разреза
угленосного пермо-карбона Минусинского каменноугольного бассейна. Докл.
АН СССР, т. 166, № 4, 1966.
С л е н з а к И. Е. Изменение фаций в области солянокупольных структур
Днепровско-Донецкой впадины. Тр. научн. геол, совещ. по нефти, озокериту и при-
родным газам УССР. Изд-во АН УССР, 1949.
Слободской Р. М. Определение величины интрузивного давления при
формировании субвулканических гранитов (на примере плутонов района Кавказ-
ских минеральных вод). Докл. АН СССР, т. 163, № 2, 1965.
Слободской Р. М. Гидротермальная минерализация прогрессивной
стадии формирования гранитоидных плутонов. Докл. АН СССР, т. 173, № 1,
1967.
С м е л я н с к и й В. М. Генетические типы локальных поднятий северо-
западной части Днепровско-Донецкой впадины. Нефт. геол, и геофиз., № 6, 1964.
Смехов Е. М. Грязевые вулканы острова Сахалина. Изв. Всесоюз. гео-
граф. об-ва, т. 79, вып. 4, 1947.
Смехов Е. М. Современное состояние проблемы трещинных коллекто-
ров. В кн.: «Труды совещания по трещинным коллекторам нефти и газа». Изд-во
«Недра», 1965.
Смирнов С. С. Схема металлогении Восточного Забайкалья. Проблемы
сов. геологии, № 10, 1936.
Смирнов В. И. Рудные пояса. Вопросы теоретической и прикладной
геологии. Сб. 1. Изд-во МГРИ, 1947.
Смирнов Г. А. О некоторых закономерностях в развитии трещин от-
дельностей. Изв. АН СССР, серия геол., А'° 3, 1949.
590 -----------------------------------------------------------------
Смирнов Я. Б. Исследования генетических связей теплового поля
со строением и развитием земной коры. ДАН СССР, серия геол., т. 177,
№ 1, 1967.
Соболевская В. Н. Об этапах тектонического развития огражденных
эпипалеозойских плит. Тезисы докладов совещания по проблемам тектоники. Изд-во-
АН СССР, 1962.
Соболевская В. Н. О некоторых результатах сравнительного ана-
лиза древних платформ п молодых платформенных областей. Докл. АН СССР,
т. 155, № 1, 1964.
Соболевская В. Н. Об этапах тектонического развития огражденных
эпипалеозойских плит. В кн.: «Молодые платформы». Изд-во «Наука», 1965.
Соболевская В. Н. Основные черты тектонического развития Австра-
лии. Геотектоника, № 5, 1965.
Соболевская В. Н., М а к а р е н к о Ф. А., Б о г о м о л о в Ю. Г.
Об использовании тепловых параметров в качестве одного из методов уточ-
нения границ при тектоническом районировании. Докл. АН СССР, т. 171, № 4,
1966.
Соколов А. С. О некоторых закономерностях геологического строения)
и размещения осадочной самородной серы. Докл. АН СССР, т. 89, № 4, 1953.
Соколов Д. И. Курс геогнозии. 1839.
Соколов Д. И. Руководство к геогнозии. Ч. I и II. СПб, 1842.
Соколов Н. И. К вопросу об зпейрогенических движениях в бассейне
р. Ангары. Тр. советской секции Междунар. ассоц. по изучению четвертичного-
периода, вып. IV. Изд-во ГОНТИ, 1939.
Сократов Б. Г. О скрытых разломах (на примере изучения платфор-
менного чехла Центрального Предкавказья). Докл. АН СССР, т. 161, № 4,
1965.
Сократов Б. Г. Генезис и распространение бугунтинского песчаника
в связи с поисками стратиграфических залежей нефти и газа в Ставрополье. Геоло-
гия нефти и газа, № 4, 1966.
Сократов Г. И. К истории так называемого закона Вальтера и форми-
ровании слоистой структуры осадочных пород. Докл. АН СССР, т. 62, № 4,
1948.
Соллогуб В. Б., Чек у нов А. В., Калюжный Л. Т.,
Хилинский Л. А. О глубинном строении Коростеньского плутона по
сейсмическим данным. Докл. АН СССР, т. 152, № 5, 1963.
Соловьев В. А. О генетической связи кайнозойских и мезозойских
впадин Западного Забайкалья с разновозрастными системами разломов. Геол,
и геофиз., № 4, 1963.
Соловьев В. Ф., Кулаков Л. С. Подводный вулкан «банка
Грязный вулкан» в Каспийском море. Докл. АН СССР, т. 95, № 6, 1954.
Соловьев В. Ф., Маев В. Г., Юнов А. Ю. Проблемы грязевого
вулканизма в глубоководной части Южного Каспия. Докл. АН СССР, т. 140,
№ 5, 1961.
Солоненко В. П. Динамические явления, связанные с неотектоникой
Восточной Сибири. Докл. АН СССР, т. 72, № 1, 1950.
Солоненко В. П. Сейсмодислокацип и сопутствующие явления.
В кн.: «Гоби-Алтайское землетрясение». Изд-во АН СССР, 1963.
Солоненко В. П., Ноцаг 10. М. Предвестники землетрясения
и его последствия. В кн.: «Гоби-Алтайское землетрясение». Изд-во АН СССР,
1963.
Сомин М. Л. Некоторые особенности связи магматизма и тектоники
кристаллического ядра Главного хребта Большого Кавказа. Геотектоника, № 3,
1965.
Сорокин Л. В., У р ы с о н В. О., Рябинкин Л. А., Д о-
л и ц к п й В. А. Курс геофизических методов разведки нефтяных месторожде-
ний. Гостоптехиздат, 1950.
Сорский А. А. О механизме тектонического разлинзования горных
пород. Докл. АН СССР, т. 72, № 5, 1950.
Сорский А. А. Об условиях формирования полной складчатости в осе-
вой зоне Восточного Кавказа. В кн.: «Складчатые деформации земной коры, их
типы и механизм образования». Изд-во АН СССР, 1962.
591
Сперанская И. М. Формация игнимбритов и ее роль и молодом
вулканизме Тихоокеанского пояса. Изв. АН СССР, серия геол., № 9, 1967.
Старицкий Ю. Г. О развитии Промысловой антиклинали. Докл.
АН СССР, т. 105, № 4, 1955.
Старобинец Е. Я. Геологическое строение и нефтеносность основных
нефтяных месторождений Грозненского района. Тр. XVII сессии МГН, т. IV,
1940.
Стели Фр. Вероятная климатическая зональность в перми и ее значенпе.
В кн.: «Проблема перемещения материалов». Изд-во иностр, лит., 1963.
Степанов Д. Л. Принципы и методы биостратиграфических исследова-
ний. Гостоптехиздат, 1958.
Степанов П. И. Геологический разрез Донецкого каменноугольного
бассейна по линии сл. Аграфеновская — ст. Должанская — хут. Таловый. Изв.
Геолкома, т. XXVIII, вып. 5, 1909.
Стратиграфическая классификация и терминология. Изд. 2-е под ред.
А. П. Ротай. Госгеолтехпздат, 1960.
Стратиграфический словарь СССР под ред. Б. К. Лихарева. Госгеолтехпздат,
1956.
Страхов Н. М. Тектоническпе идеи Шухерта. Бюлл. МОИП, отд.
геол., № 1—2, 1931.
Страхов Н. М. Историко-геологические типы осадконакопления.
Изв. АН СССР, серия геол., № 2, 1946.
Страхов Н. М. Кунгурские отложения Ипшмбайского Приуралья.
Изд-во МОИП, 1947.
Страхов Н. М. Основы исторической геологии. Ч. I и II. Госгеолиз-
дат, 1948.
Страхов Н. М. Типы осадочного процесса и формации осадочных
пород. Изв. АН СССР, серия геол., № 5 и 8. Изв. АН СССР, 1956.
Страхов Н. М., Родионова К. В., 3 а л м а н з о н Э. С. К гео-
химии нефтеносных отложений Тр. ИГН АН СССР, геол, серия, А» 66. Изд. АН
СССР, 1955.
Субботин С. И., Соллогуб В. Б., Че кунов А. В. Строение
земной коры основных геоструктурных элементов территории Украины. Докл.
АН СССР, т. 153, № 2, 1963.
Суворов А. И. Успенско-Актасская динамопара разломов и Централь-
ном Казахстане. Докл. АН СССР, т. 137, Л” 4, 1961.
Суворов А. И. К вопросу о классификации крупных разломов геосник-
линальных областей (на примере Казахстана и Средней Азии). Докл. АН СССР,
т. 147, № 1, 1962.
Суворов А. И. Главные разломы Казахстана и Средней Азии. Тр.
ГИН АН СССР, вып. 80. Изд-во АН СССР, 1963.
Суворов А. И. Основные типы крупных разломов Казахстана и Сред-
ней Азии. В кн.: «Глубинные разломы». Изд-во «Недра», 1964.
Суворов А. И., Самыгин С. Г. О тектоническом сближении фа-
ций по крупным надвигам. Изв. АН СССР, серия геол., № 5, 1965.
Сулейманов Д. М. Об особенностях развития рельефа островов
Бакинского архипелага. Докл. АН АзССР, т. IV, № 8, 1948.
Су л ид и- Кондратьев Е. Д., Козлов В. В. О тектонической
природе основных структурных элементов востока Сибирской платформы. Геотек-
тоника, А» 2, 1966.
Т а м р а з я н Г. П. Землетрясения в Приказбекском районе и упругие
приливы. Изв. АН СССР, серия геофиз., № 7, 1956.
Т а м р а з я н Г. П. К вопросу о некоторых особенностях расположения
трязевых вулканов Восточного Азербайджана. Докл. АН СССР, т. 118, А» 4, 1958.
Т е р н о в с к и й 10. В., Сергеев В. Н., Г н и л о в с к и й В. Г.
и др. О деформации земной поверхности на разрабатываемом Северо-1'.таврополь-
ском месторождении. Докл. АН СССР, т. 164, А» 4, 1965.
Тихомиров В. В. О связи процесса перестройки земной коры с вертн-
кальнонаправленными тектоническими движениями. Докл. АН СССР, т. 151,
№ 5, 1963.
Теодорович Г. И. Осадочные геохимические фации. Бюлл. МОИП,
отд. геол., № 1, 1947.
592 -----------------—--------—— -------------------------------------
Теодорович Г. И. О выделении фаций разного порядка. Докл. АН
СССР, т. 59, № 9, 1948.
Теодорович Г. А. Карбонатные фации нижней перми — верхнего
карбона Урало-Волжской области. Изд-во МОИП, 1949.
Терентьев В. М. Джугджурская зона глубинных разломов, как
пример пограничных структур на стыке платформенных и складчатых областей.
В кн.: «Глубинные разломы». Изд-во «Недра», 1964.
Т е т я е в М. М. Принципы тектонического районирования территории
СССР. Проблемы сов. геологии, № 1, 1933.
Тетяев М. М. Основы геотектоники. ОНТИ, 1934; Госгеолиздат, 1941.
Т е т я е в М. М. Геотектоника СССР. ОНТИ, 1938.
Т п л ь м а н С. М., Егоров Д. Ф. О структурных связах остаточных
массивов Северо-Востока Азии с мезозойскими складчатыми зонами. Геол, и геофиз.,
№ 9, 1964.
Тихомиров В. В. Сходные черты верхнемеловой истории Русской
платформы и Малого Кавказа. Сб. памяти А. Д. Архангельского. Изд-во АН
СССР, 1951.
Тихомиров В. В., Хайн В. Е. Подводные оползни и обвалы в тре-
тичных отложениях Северо-Восточного Азербайджана. Докл. АН СССР, т. 58,
№ 1, 1947.
Т о х ту е в Г. В. Морфологические особенности тектонического разлинзо-
вываиия горных пород южной части Саксагапской полосы. Геол, журнал, т. XIII,
вып. 3. Изд-во АН УССР, 1953.
Т р о ф п м у к А. А. Нефтеносность палеозоя Башкирии. Гостоптехиздат,
1950.
Труды II Всесоюзного совещания по трещинам коллекторам нефти и газа.
Изд-во «Недра», 1965.
Труды Первого совещания по вопросам космогонии. Изд-во АН СССР, 1951.
Трушкова Л. Я. Новые данные стратиграфии верхней юры Обь-Иртыш-
ского междуречья. Геол, и геофиз., № 2, 1967.
Трюмпи Р. Тектоническое развитие Центральных и Западных Альп.
Сб. «Тектоника Альпийской области». Изд-во «Мир», 1965.
Т у а е в Н.П. Хаудаг. Тр. НГРИ. вып. 81, серия А, 1936.
Т яп к ин К. Ф., Нечаев В. А., Харитонов В. Д. и др.
О тектонике Украинского щита но геолого-геофизическим данным. Геотектоника,
№ 2, 1966.
Удинцев Г. Б. Новые данные о рельефе Курило-Камчатской впадины.
Докл. АН СССР, т. 94, № 2, 1954.
Удинцев Г. Б., Агапова Г. В., Береснев А. Ф. и др..
Новая батиметрическая карта Тихого океана. Океанология, исследования, № 9.
Изд-во АН СССР, 1963.
Удинцев Г. Б., Чернышева В. И. Образцы пород верхней
мантии Земли из рифтовой зоны Индийского океана. Докл. АН СССР, т. 165, № 5,
1965.
Уиллис Б. и Уиллис Р. Структурнаи геология (геологические
структуры). Аз. Гос. изд-во, Баку, 1932.
Ульянов А. В. Мощности свит как критерий при определении перспек-
тив нефтеносности. Сов. геология, вып. 9, 1946.
Умперович Н. В., Бгатова Г. Ф., Ватутина С. Р.,
Семенова Е. В. Новые данные о дизъюнктивных нарушениях в платформен-
ном чехле Западно-Сибирской плиты по материалам метода отраженных волн
(для территории Обь-Иртышского междуречья). Геол, и геофиз., № 1, 1966.
Умперович Н. В., П о л к а в о в а В. Б. Выявление дизъюнктив-
ных нарушений на основе комплекса интерпретации структурно-геоморфологи-
ческих и геофизических данных. Изв. АН СССР, серия геол., № 6, 1967.
Успенская Н. Ю. Тектонические структуры эпигерцинской платформы
Предкавказья и некоторые особенности нефтегазонакопления в ее пределах. В кн.:
«Молодые платформы». Изд-во «Наука», 1965.
Усов М. А. Фазы тектогенеза. Сов. геология № 11, 1938.
Усов М. А. Структурная геология. Госгеолиздат, 1940.
Усов М. А. Геотектоническая теория саморазвития материи Земли.
Изв. АН СССР, серия геол., № 1, 1940.
38 заказ 206. - - —------------------------------------— ---- 593
Усов М. А. Фации и формации горных иород. Вопросы геологии Сибири.
Изд-во АН СССР, 1945.
Усов М. А. Циклы, фазы и этапы эндогенных геологических процессов.
Вопросы геологии Сибири. Изд-во АН СССР, 1945.
У с т и е в Е. К. Охотский тектоно-магматический пояс. Сов. геология,
№ 3, 1959.
Устиев Е. К. Проблемы вулканизма — плутонизма. Вулкано-плутони-
ческие формации. Изв. АН СССР, серия геол., № 2, 1963.
Устиев Е. К. Структурно-генетические ряды магматических формаций.
Докл. АН СССР, т. 149, № 2, 1963.
Устинов Н. Г. Строение и условия накопления продуктивных терриген-
ных отложений горизонта Д-1 Туймазинского нефтяного месторождения. Докл.
АН СССР, т. 132, № 5, 1960.
У с т р и ц к и й В. И. Основные этапы эволюции морских бассейнов и
фауна брахиопод Азии в течение пермского периода. Сов. геология, № 1,
1961.
Устрпцкий В. И. О положении северного полюса в позднем палео-
зое на основании палеонтологических данных. Геол, и геофиз., № 1, 1967.
Уфлянд А. К. Тектоника и история развития северо-восточного оконча-
ния Пальмирид (Сирия). Геотектоника, № 3, 1965.
Ушаков С. А. Реакции земной коры на нагрузку материковых оледене-
ний. Докл. АН СССР, т. 133, № 1, 1960.
Файтельсон А. III. Некоторые положения геологического истолко-
вания результатов гравиразведки. Сб.: «Разведочная и промышленная геофизика».
Гостоптехиздат, 1954.
Федоренко А. Н. Сейсмическая разведка в нефтяной промышлен-
ности. Прикладн. геофиз., сб. 7. Гостоптехиздат, 1950.
Федорович Б. А. Типы движений предгорий. В кн.: «Тектонические
движения и новейшие структуры земной коры». Изд-во «Недра», 1967.
Федыне к ий В. В. Гравиметрический метод разведки в нефтяной
промышленности. Прикладн. геофиз., сб. 7. Гостоптехиздат, 1950.
Фесенков Г. О. О происхождении Земли. Природа, № 9, 1948.
Филатова Н. И., Буш В. А. Герцинские геосинклинальные струк-
туры Джунагского Алатау. Геотектоника, № 3, 1965.
Флоренсов Н. А. Сейсмотектоника. В кн.: «Гоби-Алтайское земле-
трясение». Изд-во АН СССР, 1963.
Ф лоренсов Н. А. О некоторых общих понятиях в геоморфологии.
Геол, и геофиз., № 10, 1964.
Флоренский В. П., Князев В. С. Доломитовые породы осно-
вания палеозойского разреза Юго-Восточной Татарии. Докл. АН СССР, т. 89,
№ 3, 1953.
Фор-Мюре А., Ш у б е р Ю. Принципы изображения альпийских
складчатых зон на Международной тектонической карте Африки в масштабе
1 : 5 000 000. Геотектоника, № 4, 1966.
Формозова Л. Н. Железные руды Северного Приаралья. Тр. ГИН
АН СССР, вып. 20. Изд. АН СССР, 1959.
Форш Н. Н. К методике структурного анализа платформенных тектони-
ческих структур. Гостоптехиздат, 1953.
Франк-Каменецкий Д. А. Колебательные процессы с большими
периодами в звездах. Докл. АН СССР, № 2, 1948.
Фролова Е. К. Установление связи распространения макро- и микро-
трещин в карбонатных породах палеозоя Куйбышевской области и их тектонические
и литологические особенности. В кн.: «Труды совещания по трещинным коллекторам
нефти и газа». Изд-во «Недра», 1965.
Фролова Н. В. Об условиях осадконакопления в архейской эре.
Тр. Иркут, гос. ун-та им. Жданова, т. V, вып. 2, 1951.
Фролова Н. В. Вопросы стратиграфии, регионального метаморфизма
и гранитизации архея Южной Якутии и Восточной Сибири. Тр. Вост.-Сиб. геол,
ин-та, серия геол., вып. 5. Изд-во АН СССР, 1960.
Фролова Н. В., Клековкин Н. Ф. Стратиграфия архея Алдан-
ского массива и методика поисков и разведки Алданских месторождений флогопи-
тов. Тр. Алдан, экспедиции, вып. 2, 1945.
594
Хайн В. Е. К проблеме соотношения орогенеза и эпейрогенеза. Сов. гео-
логия, № 7, 1938.
Ха ин В. Е. Взаимоотношение орогенеза и эпейрогенеза. Тр. XVII Меж-
дупар. геол, конгр., т. II. Гостоптехиздат, 1940.
Хайн В. Е. К вопросу о строении зоны контакта меловых и третичных
образований Прикаспийско-Кубинской нефтеносной полосы. Изв. АН СССР,
серия геол., № 4, 1945.
Хайн В. Е. Основные закономерности развития геосинклиналей (на
примере Кавказа). Изв. АН СССР, серия геол., № 6, 1948.
Хайн В. Е. К классификации поднятий и прогибов геосинклинальных
областей в зависимости от истории их развития. Докл. АН СССР, т. V, № 8, 1949.
Хайн В. Е. О некоторых основных понятиях в учении о фацпях и форма-
циях. Бюлл. МОИП, отд. геол., № 6, 1950.
Хайн В. Е. Значение геотектоники для геологии нефти. Природа, № 12,
1950.
Хайн В. Е. О непрерывно-прерывистом течении тектонических процессов.
Изв. АН СССР, серия геол., № 6, 1950.
Хайн В. Е. Некоторые общие закономерности развития платформы.
Докл. АН СССР, т. 81, № 2, 1951.
Хайн В. Е. О подразделении, наименовании и взаимосвязи тектони-
ческих движений различного типа. Докл. АН АзССР, т. VIII, № 8, 1952.
Хайн В. Е. Опыт общей классификации явлений смещения сводов
антиклинальных поднятий. Бюлл. МОИП, отд. геол., № 3, 1953.
Хайн В. Е. Геотектонические основы поисков нефти. Азнефтепздат,
Баку, 1954.
Хайн В. Е. Основные типы тектонических структур, особенности и при-
чины их развития. МГК, XXI сессия, докл. сов. геологов. Изд-во АН СССР.
1960.
Хайн В. Е. Основные этапы развития земной коры (в пределах современ-
ных материков). Бюлл. МОИП, отд. геол., № 1, 1962.
Хайн В. Е. Глубинные разломы: основные признаки, принципы класси-
фикации и значение в развитии земной коры. Изв. высш. уч. завед., геол,
и развод., № 3, 1963.
Хайн В. Е. Эволюция представлений о классификации движений земной
коры. В кн.: «Жизнь Земли». Сб. музея землевед. МГУ, № 2 Изд-во МГУ, 1964.
Хайн В. Е. Складчатые сооружения и основные элементы их строения.
Изв. высш. уч. завед., геол, и развед., № 1, 1964.
Хайн В. Е. Эволюция земной коры и возможные формы ее связи с процес-
сами в верхней мантии. Сов. геология, № 6, 1964.
Хайн В. Е. Геосинклинальный процесс и эволюция тектоносферы.
Изв. АН СССР, серия геол., № 12, 1964.
X а и п В. Е. Общая геотектоника. Изд-во «Недра», 1964.
Хайн В. Е. Возрожденные (эпиплатформенные) орогенические пояса
и их тектоническая природа. Сов. геология, № 7, 1965.
X а и и В., Апресов С., М и р ч и н к М. Азербайджанская ССР.
Нефтяная экскурсия. ОНТИ, 1937.
Хайн В. Е., Леонтьев Л. Н. Основные этапы геотектонического
развития Кавказа. Бюлл. МОИП, отд. геол., № 3, № 4, 1950.
Хайн В. Е., Симунова Э. Л. Геоморфологические проявления
глубинных разломов. В кн.: «Жизнь Земли», № 3, Изд-во МГУ, 1965.
Ха л евин Н. И., Таврин И. Ф. О субгоризонтальной слоистости
верхней части земной коры на Урале. «Физика Земли», № 3, 1965.
Халфин Л. Л. Осадочные геологические формации в стратиграфическом
аспекте. Сов. геология, № 10, 1959.
Харитонов П. Е. О крупных подсолевых структурах Южноэмбен-
ского района. Докл. АН СССР, т. 96, № 1, 1954.
Хатьянов Ф. И. Расчленение Уральской складчатой области на
платформенную и геосинклинальную зоны в свете геофизических данных. Докл.
АН СССР, т. 150, № 5, 1963.
Хатьянов Ф. И., Амирова А. В., Иванова 3. С. Послой-
ная зональность скоростей сейсмических волп в пределах некоторых нефтеносных
платформенных структур Башкирии. Сов. геология, № 3, 1961.
38* ------------------------------------------------- 595
Все о геологии
http://geo.web.ru/
Хатьянов Ф. И., Мкртчав О. М. Послойная зональность физи-
ческих свойств осадочных пород как предпосылка геофизических поисков платфор-
менных некомпенсированных прогибов и приуроченных к ним рифов. Сов. геология,
№ 6, 1966.
Хворова И. В. Флишевая и нижнемолассовая формации Южного
Урала. Тр. ГИН АН СССР, вып. 37, 1961.
Хейзен Б., Тарп М., Юинг М. Дно Атлантического океана. Изд-во
иностр, лит., 1962.
Херасков Н.П. Принципы составления тектонических карт склад-
чатых областей на примере Южного Урала. Изв. АН СССР, серия геол., № 5,
1948.
Херасков Н.П. Геологические формации (опыт развернутого опреде-
ления). Бюлл. МОИП, отд. геол., № 5, 1952.
Херасков Н.П. Роль тектоники в изученпп закономерностей разме-
щения полезных ископаемых в земной коре. В кн.: «Закономерность размещения
полезных ископаемых», т. I. Изд-во АН СССР, 1958.
Херасков Н.П. Некоторые общие закономерности в строении и разви-
тии структуры земной коры. Изд-во АН СССР, 1963.
Херасков Н.П. Роль тектоники в изучении закономерностей размеще-
ния полезных ископаемых в земной коре. В кн.: «Тектоника и формации». Изд-во
«Наука», 1967.
X и з е н Б. К. Ложе океанов. В кн.: «Дрейф континентов». Изд-во «Мир»,
1966.
Холодов В. Н. К вопросу о деформациях карбонатных пород. Бюлл.
МОИП, отд. геол., № 3, 1957.
Холодов В. Н., Комарова Г. В., Кондратьева И. А.
О влиянии конседиментационной складчатости на процессы карбопатообразования.
Ст. 1. Роль тектонических структур в формировании фациальных особенностей
карбонатных толщ. Изв. АН СССР, серия геол., № 11, 1956.
Холодов В. Н., Комарова Г. В., Кондратьева И. А.
О влиянии конседиментационной складчатости на процессы карбопатообразова-
ния. Ст. 2. Связь доломитообразования с развитием антиклинальных структур.
Изв. АН СССР, серия геол., № 4, 1957.
X о м е н т о в с к и й А. С. Новейшие движения земной коры в пределах
некоторых соляных структур Южного Предуралья. Бюлл. МОИП, отд. геол.,
т. 28, № 4, 1953.
Хорева Б. Я. Петрологические особенности зон смятия и характер
связи их с глубинными разломами. В кн.: «Глубинные разломы». Изд-во «Недра»,
1964.
Хорева Б. Я. Типы метаморфических поясов складчатых областей.
Докл. АН СССР, т. 169, № 1, 1966.
Хорева Б. Я. Типы регионального метаморфизма и тектонические
условия их проявления в подвижных поясах. Геотектоника, № 6, 1966.
Хренов П. М., Комаров Ю. В., Бухарев А. А. п др.
О вулкано-плутоническпх поясах юга Восточной Сибири. Докл. АН СССР, т. 160,
№ 6, 1965.
Хуан У. Т. Петрология. Изд-во «Мир», 1965.
Цейслер В. М. Разновидности глыбовых складок в юго-западных
отрогах Гиссарского хребта. Бюлл. МОИП, отд. геол., № 1, 1965.
Чеботарев М. В., Усенко С. Ф. Разломы Приамурья и Западного
Приохотья. Сов. геология, № 7, 1967.
Ч е к у н о в А. В., Г а р к а л е н к о И. А., X а р е ч к о Г. Е.
Глубинные разломы Северного Причерноморья и сдвиговые перемещения по ним.
Изв. АН СССР, серия геол., № 11, 1965.
Червяковский Г. Ф. Вулканические структуры в вулканогенных
зонах Урала. Докл. АН СССР, т. 159, № 1, 1964.
Червяковский Г. Ф., Таврин И. Ф., Ярош А. Я. и др.
Широтные и субшпротные структуры Урала. Сов. геология, № 11, 1966.
Черенков И. И. Обвалы и оползни во флишевых отложениях бассейна
реки Каровшин. Литология и полезн. ископ., № 6, 1967.
Черноморский М. А. О методике изучения структур метаморфи-
ческих комплексов. Сов. геология, № 9, 1964.
596 --------------------------------------------------------------
Чернышев Б. И. О подпорном скольжении в верхнепалеозойскпх
толщах Северо-Западного Казахстана. Изв. ГГО, т. 65, № 4, 1933.
Ч е р н ы ш е в Ф. Н. Орографический очерк Тнмана. ТГК, т. XII, № 1, 1915.
Чернышева В. И., Безруков П. Л. Серпентиниты с гребня
Аравпйско-Индпйского хребта. Докл. АН СССР, т. 166, № 4, 1966.
Черткова Е. И. Некоторые результаты моделирования тектонических
разрывов. Изв. АН СССР, серия геофиз., № 5, 1950.
Чесноков С. В. О структурной эволюции гнейсовых куполов. Складки
волочения в куполах Волго-Уральского антиклинория. Докл. АН СССР, т. 167,
№ 4, 1966.
Ч е х о в и ч В. Д. О тектонике Карибского бассейна. Геотектоника,
№ 6, 1965.
Чиков Б. М. О поперечных разломах на примере Корякской складчатой
области. Докл. АН СССР, т. 161, № 6, 161.
Червинская М. В. О характере соотношения стратиграфических
комплексов осадочной толщи Днепровско-Донецкой впадины. Докл. АН СССР,
т. 94, № 5, 1954.
Ч и х а ч е в С. М. О природе структур южной части Западно-Сибирской
низменности. Нефтяное хозяйство, № 5, 1954.
Ч и х а ч е в С. М., Некрасов Б. А. О геологических исследованиях
в Гдовском районе летом 1935 г. Тр. совещ. секции Междунар. ассоц. изучения
четвертичного периода, вып. II, ОНТИ, 1936.
Чудинов Ю. В. О древних поперечных сдвигах па Полярном Урале.
Изв. АН СССР, серия геол., № 8, 1964.
Ill а т с к п й Н. С. Происхождение Донецкого бассейна. Бюлл. МОИП,
Ав 4, 1937.
III а т с к и й Н. С. О развитии земной коры. Тезисы докл. в Ин-те геол,
наук АП СССР, Сов. геология, № 8, 1939. Избранные труды, т. II. Изд-во «Наука»,
1964.
Шатский Н. С. О синеклизах А. П. Павлова. Бюлл. МОИП, № 3—4, 1940.
Шатский Н. С. Орогенические фазы и складчатость. Тр. XVII Межд.
геол, конгресса, т. II. Гостоптехиздат, 1940.
Шатский Н. С. Очерки тектоники Волго-Уральской нефтеносной
области и смежной части западного склона Южного Урала. Избранные труды, т. II.
Изд-во «Наука», 1964.
Шатский Н. С. Гипотеза Вегенера и геосинклинали. Изв. АН СССР,
серия геол., № 4, 1946. Избранные труды, т. II. Изд-во «Наука», 1964.
Шатский Н. С. Основные черты строения и развития Восточно-Евро-
пейской платформы. Сравнительная тектоника древних платформ. Ст. 1. Изв. АН
СССР, серия геол., № 1, 1946.
Шатский Н. С. Большой Донбасс и система Вичнта. Изв. АН СССР,
серия геол., № 6, 1946.
Шатский Н. С. О структурных связах платформ со складчатыми геосин-
клинальпыми областями. Изв. АН СССР, серия геол., № 5, 1947. Избранные
труды, т. II. Изд-во «Наука», 1964.
III а т с к и й Н. С. О взаимоотношении Урала и Пайхоя. Изв. АН СССР,
серия геол., № 1, 1948. Избранные труды, т. II. Изд-во «Наука», 1964.
Шатский Н. С. О глубоких дислокациях, охватывающих и платформы
и складчатые области (Поволжье и Кавказ). Изв. АН СССР, серия геол., № 5,
1948. Избранные труды, т. II. Изд-во «Наука», 1964.
Шатский Н. С. О длительности складкообразования и фазах складча-
тости. Изв. АН СССР, серия геол., № 1, 1951. Избранные труды, т. II. Изд-во
«Наука», 1964.
Шатский Н. С. О марганценосных формациях и металлогении марганца.
Изв. АН СССР, серия геол., № 4, 1954.
Шатский Н. С. О происхождении Пачелмского прогиба. Бюлл. МОИП,
отд. геол., вып. 5, 1955.
Шатский Н. С. Фосфоритоносные формации и классификация фосфо-
ритовых залежей. Сб. «Совещ. по осадочным породам», вып. 2. Изд-во АН СССР,
1955. Избранные труды, т. II. Изд-во «Наука», 1965.
Шатский Н. С. Предисловие к книге М. Кэя «Геосинклинали Север-
ной Америки». Пзд-во иностр, лит., 1955.
597
Шатский Н. С. Осадочные формации (стенограмма доклада 5 февраля
1959). Сб. «Избранные труды», т. HI. Изд-во «Наука», 1965.
Шатский Н. С. Парагенезис осадочных и вулканогенных пород
и формаций. Изв. АН СССР, серия геол., № 5, 1960. Избранные труды, ч. III.
Изд-во Наука, 1965.
Шатский Н. С. О геологических формациях. Избранные труды, т. III.
Изд-во «Наука», 1965.
Шатский Н. С., Косыгин Ю. А., Пейве А. В. и др. К воп-
росу о периодичности складкообразования и о методе актуалпзма в геоло-
гии. Сб. «К вопросу о положении в науке об осадочных породах». Изд-во
АН СССР, 1951.
Шванов В. И. О ритмичном изменении минерального состава обломоч-
ных пород в разрезе неогена Таджикской депрессии. Литология и полезн. ископ.,
№ 6, 1964.
Шварц Т. В. Тектоническое развитие складки Кум-Даг в верхнем
плиоцене. Геология нефти и газа, № 5, 1959.
Шварц Т. В. История тектонического развития складки Небит-Даг.
Геология нефти и газа, № 3, 1961.
Швембергер Н. А. Тектоника и основные этапы развития Скифской
плиты. В кн.: «Молодые платформы». Изд-во «Наука», 1965.
Швецов М. С. Петрография осадочных пород. Госгеолиздат. 1948.
Шевченко В. И. Тектонические дислокации на территории Осетии
и механизм их формирования. В кн.: «Складчатые деформации земной коры, их
типы и механизм образования». Изд-во АН СССР, 1962.
Ш е и и В. С. О разломах и их формировании (на примере отдельных
площадей Бухаро-Хивинского региона). Докл. АН СССР, т. 170, № 4, 1966.
Шейнманн Ю. М. Послесловие в кн. А. Дю Тойта «Геология Южной
Африки». Изд-во иностр, лит., 1957.
Шейнманн Ю. М. Новые данные о базальтах океана и значение их для
общей геологии. Сов. геология, № 8, 1965.
Шейнманн Ю. М. Некоторые соображения о тектоническом значении
находок ультрабазитов в океане. Геотектоника, № 4, 1’966.
Шарданов А. Н. Замечания к легенде тектонической карты. Гео-
тектоника, № 2, 1966.
Шлезингер А. Е. Структурное положение и развитие мацгышлак-
ской системы дислокаций. Тр. ГИН, вып. 132. Изд-во «Наука», 1966.
Ш и ю к о в Е. Ф. Геология и генезис Бахсинекого железорудного место-
рождения (Керченский бассейн). Литология и полезн. ископ., № 5, 1965.
Ш о л п о В. Н. Об этажах складчатости в зоне Шах-Дага на Юго-Восточном
Кавказе. В кн.: «Складчатые деформации земной коры, их типы и механизм об-
разования». Изд-во АН СССР, 1962.
Шорников Б. Я. О несоответствии структурных поверхностей кар-
бона и мезозоя и методике подготовки площадей к промышленной разведке. Нефтя-
ное хозяйство, № 4, 1954.
Шиеерсои Б. Л. К вопросу о механизме образования соляных куполов
Изв. АН СССР, серия геогр. и геофиз., т. XI, № 6, 1947.
Шиеерсои Б. Л. Некоторые задачи о движении вязких жидкостей
в применении к геологии. Изв. АН СССР, серия геогр., № 6, 1953.
Ш р о к Роберт. Последовательность в свитах слоистых пород. Изд-во
иностр, лит., 1950.
Ш т а у б Р. Механизм движений земной коры. ГОНТИ, 1939.
Штейнберг Г. С. Строение земной коры Южной Камчатки и струк-
турно-тектоническая позиция четвертичных вулканов. Докл. АН СССР, ст. 166,
№ 2, 1966.
Ш т е х Г. И. Глубинное строение и история тектонического развития
Вилюйской впадины. Изд-во «Наука», 1965.
Штилле Г. Современные деформации земной коры в свете изучения
деформаций, происходивших в более ранние эпохи. Сб. «Земная кора». Изд-во
иностр, лит., 1957.
Штилле Г. Избранные труды. Изд-во «Мир», 1964.
Штрейс Н. А. О некоторых основных понятиях в учении о геосинкли-
налях. Бюлл. МОИП, отд. геол., т. XXII, вып. 5, 1947.
598 ---------------------------------------------------------------—
Шт рейс . И. А. Стратиграфия и тектоника зелено каменной полосы
Среднего Урала. Тектоника СССР, т. III. Изд-во АН СССР, 1951.
Шт ре йс Н. А. Магматизм и тектоника геосинклиналей. Проблемы
связи тектоники и магматизма. Тезисы докладов. М., 1967.
Шульц С. С. Складчатые дислокации конгломератов сухих дельт южной
Ферганы. Тр. советской секции Межд. ассоц. по изучению четвертичного периода,
вып. IV- Изд-во ГОНТИ, 1939.
Шульц С. С. О новейшей тектонике Тянь-Шаня. Тр. Межд. геол, кон-
гресса, т. II. Гостоптехиздат, 1940.
Шульц С. С. Анализ новейшей тектонпки и рельеф Тянь-Шаня. ОГИЗ,
1948.
Ш ул ь ц С. С. Современные области горообразования, их тектонические
особенности и положение в общей структуре Земли. Науч. докл. Высш, школы,
геол.-геогр. науки, № 1, Сов. наука, № 1, 1958.
Ш у л ь ц С. С. О некоторых вопросах легенды тектонической карты
Европы. Геотектоника, № 2, 1966.
Шульц С. С. О современном, новейшем и древнем тектогенезе. Сб.
«Тектонические движения и новейшие структуры земной коры». Изд-во «Недра»,
1967.
Шустова Л. Е. Глубинное строение Балтийского щита по данным
геофизических исследований. Сов. геология, № 5, 1966.
Ще г л о в А. Д. Главные особенности эндогенной металлогении зон
автономной активизации. Докл. АН СССР, т. 169, № 2, 1966.
Ще г л о в В. П. Мировое определение долгот, как метод изучения движений
материков. Тр. совещ. по мет. изуч. движений земной коры. Геодезиздат, 1948.
Щербина В. Н. К вопросу об историко-геологических условиях форми-
рования гипсоносных отложений. Тр. Ин-та геол. Киргизского филиала АН СССР,
А6 4, 1953.
Щерб ина В. Н. Ритмичность и цикличность осадкообразования в раз-
резе соляной толщи Старобинского месторождения калийных солей. Докл. АН
СССР, т. 131, № 2, 1960.
Щуровский Г. Б. Колебательные движения Европейского материка
в историческое и близкое к истории время. 1878.
Э б е р з и н А. Г. Тектонические движения Таманского полуострова за
четвертичный период. Тр. советской секции Межд. ассоциации по изучению четвер-
тичного периода, вып. IV. Изд-во ГОНТИ, 1939.
Э з В. В. О влиянии герцпнской складчатости на структуру каледонского
этажа в хребте Каратау и об этажности складчатости. В кн.: «Складчатые дефор-
мации земной коры, их типы и механизм образования». Изд-во АН СССР, 1962.
Э й х в а л ь д Э. И. Геогнозия преимущественно в отношении России.
СПб, 1846.
Эриксон Д. Б., Юинг М., X и з е н Б., В о л л п в Г. Отло-
жение осадков в глубоководной части Атлантики. Сб. «Земная кора». Изд-во
иностр, лит., 1957.
Эрлих Э. И. Новые данные о вулкано-тектонических структурах Кам-
чатки и вопросы развития четвертичного вулканизма. Геотектоника, № 6, 1966.
Яковлев П. Д. Структурные типы рудных месторождений, связанных
с трубками взрыва. Сов. геология, № 10, 1966.
Яковлев П. Д. Структурные типы рудных полей п месторождений,
связанных с вулканогенными формациями. Изв. АН СССР, серия геол., А» 9, 1967.
Яковлев П. Д. Структурные типы месторождений, приуроченных
к вулканическим жерлам. Сов. геологпя, № 7, 1967.
Якубов А. А. Грязевые вулканы Азербайджана и их связь с нефтяными
месторождениями (русское резюме к работе «Азербайчанын палчыг вылканлары»).
Азнефтеиздат, 1948.
Якубов А. А., Агабеков М. Г., М а г а т а е в К. С. Грязе-
вым вулкан Тоурагай. Изд-во АН АзССР, 1942.
Ян к е вич В. П. Прямые признаки разрывных нарушений в осадочном
чехле Куйбышев — Оренбургского Заволжья. Нефт. геол, и геофиз., № 4, 1966.
Яншин А. Л. Методы изучения погребенной складчатой структуры
на примере выяснения соотношения Урала, Тянь-Шапя и Мангышлака. Изв. АН
СССР, серия геол., А« 5, 1948.
599
Я и hi и и А. Л. О погружении к югу Уральской складчатой системы
и тектонической природе Южно-Эмбепского поднятия. Бюлл. МОИП, отд. геол.,
№ 5, 1955.
Яншин А. Л. Основные черты тектонического строения и развития
Евразии. Тезисы докладов совещания по проблемам тектонпки. Изд-во АН СССР,
1962.
Яншин А. Л. Проблема срединных массивов. Бюлл. МОИП, отд. геол.,
№ 5, 1965.
Яншин А. Л. Общие особенности строения и развития молодых платформ.
В кн.: «Молодые платформы». Изд-во «Наука», 1965.
Яншин А. Л. (ред.) Тектоническая карта Евразии масштаба 1 : 5 СИХ) ООО.
Изд-во АН СССР, 1966.
Яншин А. Л. (ред.) Тектоника Евразии. Объяснительная записка к текто-
нической карте Евразии масштаба 1 : 5 000 000. Изд-во «Недра», 1966.
Ярош А. Я. Разломы кристаллического фундамента восточных районов
Русской платформы и Западного Приуралья. Сов. геология, № 10, 1966.
Churkin М., L ungen li е i m R. L. Silurian strata of the Klamath
Mountains, California. Amer. Journ. of Science, v. 258, 1960.
Davis A. G., N о 1 d a w а у M. Y., Lipman P. W., Romey W. D.
Structure, Metamorphism and Plutonism in the South — Central Klamath
Mountains, California. Bull. Geol. Soc. of America, August, v. 76, 1965.
Hobbs W. H. Repeating patterns in the relief and the structure of the
land. Bull. Geol. Soc. Am., v. 22, № 5, 1911.
Kay M. Paleogeographic and palinspastic maps. Bull. Amer. Assoc. Pet-
roleum Geol., 29, № 4, 1945.
К г у n i n e P. D. The Megascopic Study and Field Classification of Sedi-
mentary Rocks. Journ. of Geol. № 2, 1948.
Lovering G. F. The Nature of the Mohorovicic discontinuity. Trans.
Amer. Geoph., 1958.
P e г г e у A. C. Memoire sur les rapports qui peuvent exister entre la
frequence des tremblements de Terre et 1’age de la Lune. Comptes Ren. Ac. Sci.,
v. 36, № 12, 1853.
Potter R. E., S h i in p N. F., Witters I. Trace elements in
marine and freshwater argillaceous sediments. Geoch. et Cosmoch. Acta, v. 27, 1963.
Robertson E. C., Birch F., MacDonald G. Experimental
determination of jadeit stability relations to 25000 bars. Amer. Journ. of Science,
№ 2, 1957.
УКАЗАТЕЛЬ ТЕКТОНИЧЕСКИХ ТЕРМИНОВ
Авлакоген 3G1, 380, 420. 421—423, 428,
458, 459, 542
— - внутриплатформенный челночного типа 422
— поздний 423
— поперечный 422
— ранний 423
— сквозной 422
Автогеосинклиналь 372, 418
Автохтон 127
Акмолит 296
Активизация платформы 541
— тектоническая 450
Аллохтон 127
Антеклиза 33. 36, 182, 185, 217, 361, 417,
418, 420, 511, 520, 524.
Антиклиналь 12, 183, 184, 185, 186, 188, 212,
217, 226, 227, 230, 231, 232, 233, 242,
243, 517
— взбросовая 195, 197
«Антиклиналь» (купол) вулканогенный 182
Антиклиналь жигулевского тина 205
— клиньевая 195, 197
— коробчатая 200
— надразломная 196
— платформенная 206
— — с флексурными крыльями 195
— рубцовая 195
— соляная 262, 263
— термальная 200
— шовная 156
Антиклинал — плутоны 288
Антиклинорий 32, 36, 182, 185, 208, 209, 212
— аномальный 209
— веерообразный 209
— комплексный 209
— крышеобразный 209
— ненормальный 209
— необращенный 209
— нормальный 209
— обратновеерообразный 209
— обращенный 209
— односклонный 209
— первого порядка 208
— расходящийся 209
Ассоциация структурно-вещественная 34
Бассейны 218
— геосинклинальные 453, 469
Батолиты 288, 290
— гранитоидные автохтонные 287
— — аллохтонные 287
Бисмалит 296
Бланкеты 46
Борозда геосинклинальная 156, 408».
452.
— осевая 423
Брахиантиклиналь 119, 186, 212.
— многоосная 236
— одноосная 236
Брахигеосинклиналь 374, 388, 408
Брахисинклиналь 186
Будина 118
Будинаж 118, 201, 250.
— отрыва 118
— пластического течения 118
— скалывания 118
Вал 78, 197, 202, 423
«Валерий» 209
Вдавленность синклинальная 279, 280
Веер складок 208
Взброс 119, 120, 121, 125, 126, 131, 157, 174,.
223, 425
— глубинный 58
Взбросо-надвиг 125
Взбросо-сдвиг 488
Виргации 207, 208, 210
— второго рода 207
— первого рода 207
— третьего рода 207
Впадины 182, 346, 433
— байкальского Tima 142
— внутренние 401, 379, 4'31
— внутриконтинентальные 101, 432, 438,.
440, 474
— глубоководные 474
— грабенообразные 429
— краевые 431
— межгорные 213, 374
— межконтинентальные 433
— наложенные 374
— океанические вторичные 460, 461
— периклинальные 431
— предгорные 426, 468
— приразломные 436
— синклинальные миндалевидные 207
— тихоокеанского типа 437
— эрозионные 204, 506
«В»-тектоника 172, 174. 175
Вулканизм грязевой 110
— интерцендентный 390
— конечный 390
боь
Вулканизм грязевой
— сиалический 390
— субсеквентный 390
— финальный 390
Вулкановды 282
Вулканы грязевые 276,
Высота складки 185
277, 278, 281, 282
352,
408,
Гарполит 297
Гемиантиклиналь 186
Гемисинклиналь 186
Геоантиклинали 18, 31, 32. 3 45 349
360, 366, 368, 369—370; 383,’ 395‘
450, 453, 511, 521, 52!, 528, 550
— второго типа 396,
первого типа 396.
Геогенерация осадочная 306
Геология структурная 12, 13
Геосинеклиза 419, 422. 474
Геосинклинали 18, 19, 20 30, 31 162 3
349, 352, 355—358, 360—373,’ 37б’
382, 383, 395, 408, 442, 443, 447
449, 450, 451, 452, 454, 456 457
459, 460, 461, 462, 468, 469 ’ 472 ’
506, 507, 511, 516, 517, 521, ’524 549
— внутренние 369, 425
— внутриплатформенные 373
— вторичные 388, 448, 449
— известняковые 396
379,
448,
458,
500.
— внутрикоптипептальпые 173
вулканогенные 474
— зеленокамепные 391, 392, 396, 444
—- карбонатогенные 474
— краевые 369
— континентальные 373
— материнские 395
— междугшатформенпые 373
— океанические 373, 470
— первичные 386, 388
— первого типа 395
— перикратопные 403
— прибрежные 419
— приплатформепные 373
— сиалические 458
— сиалофемические 458
— современные 30, 454
— узловые 395, 396, 444
— фемические 458
— флишевые 244
Геотектогенез 18, 22
Геотектоника 7, 8, 12, 16, 24, 109
«Гидровулканизм» 282
Гипотеза контракциопная 447
Гирлянды складок 208
Глыбы древние 368
Горообразование 422, 451, 461
Горст 140, 146, 147, 152, 168, 344, 488
Горст-антиклиналь 156, 197
Горст-антиклинорий 174
Горы глыбовые 210
— покровные 210
—- сбросово-складчатые 210
— складчатые 210
Грабен 140, 141, 142, 145, 146, 152 344 119
421, 423, 431, 433, 488, 525
— клинообразный 141, 192
— краевой поперечный 168
— рамповый 142
— рифтовый 142, 145, 433
Грабен-синклиналь 156, 197, 433
Грабены глыбовые 141
Градиент мощности 70
— скоростей 480
Границы геологические 22, 34, Ш
----второго рода 34
----дизъюнктивные 34, 111, 112
----первого рода 34
—- — произвольные 35
----ревностные 34
----условные 34
— дизъюнктивные 111, 112. 254
Грифон грязевой 278, 282
Дайки 291
— пластические 282
— коленчатые 292
— кольцевые 296
— многократные 291
— нептунические 215, 282—284
— сложные 291
Движения вековые 12, 479, 485, 487, 488
— вертикальные 23 , 28 , 450 , 520
---восходящие 521
— — колебательные 23
— верхнемантийные 520
— внутрипокровные 520
— волновые 458, 520, 523 , 524
— восходящие 461, 520
— глубинные 18, 512—516, 518, 525, 534
— глыбовые 450
— горизонтальные 140, 520
— горообразовательные 521, 537
— дислокационные 18
— квазиупругие 479, 521
— колебательные 18, 19, 220, 248, 513 514,
520, 522, 523, 524
— локальные 486, 487
— магматические 522 , 523
— пеотектонические 493
— нисходящие 461, 520
— новейшие 471, 493, 496
— орогенические 452, 517, 522, 524
— оседания 521
---субсинентные 520, 521
— осциляциоиные 525
— поверхностные 520
— разрывные 522, 523
— сейсмогенные 486, 488
— складкообразовательные 525, 526, 531, 5:;i
— складчатые 18, 19, 522, 523, 524, 537
— современные 476, 477, 478, 484, 487, 492,
520, 557
— среднемантийные 520
—• тангенциальные 521, 531
— тектонические 8, 9, 10, 17, 19, 20, 22, 24,
28, 82, 477, 488, 493, 495, 499, 500, 501,
502, 503, 506, 511, 515, 520, 523, 525, 527,
528, 530, 532, 534, 536, 538, 543, 545
— техногенные 486, 512
— ундационные 521
— упругие 478
— эмерсионные 520, 521
— эпейрогенические 517 , 518 , 521, 524 , 525,
527
Депрессии 182, 506
— вулканогенно-тектонические 125, 295
— гравитационные 542
— межгорные 362
— эрозионные 204
— компенсационные 268
Диапир-плутоны 255, 287
Диастемы 69, 495
Диатремы 298
Динамометаморфизм 162
Дипамопары 149, 151
Дискордапогепез 88
Дислокации 107, 108, 109, 516. 517
— блоковые 202
— диапировые 255, 256
— дизъюнктивные 109, 110, 119, 121, 12а,
126, 131 140, 147, 151, 152, 169, 176,
180, 212, 251, 254, 255, 420, 433
— инъективные 109, 211, 255, 256, 257, 288,
300, 301
— магматические 285, 286
— оползневые 131, 132, 133, 135
— пликативные 109, 182, 189, 212, 213,
253—254
— подводно-оползневые 132, 135
— складчатые 182
Длина складки 185
— смещения 120
Долины рифтовые 138, 142, 145
Дрейф континента 548
Д-тектопика 172, 174, 175
602
Желоб 186
— глубоководные 453, 463, 467 468 469
—; океанический 445
Жерло гидровулкалическое 282
Жерловины вулканические 297
Жилы бестрещинные 285
— комплексные 285
— координированные 285
— лестничные 285
— неправильные 285
— простые 285
— сетчатые 285
— сопряженные 285
Закон последовательности напластования 42.
43, 108
Залегание вертикальное 140
— ингрессивное 91
— моноклинальное 83
— несмещенное 112
— несогласное 25, 35, 84, 90
----- параллельное 90
-----угловое 90
— опрокинутое 83, 140
— смещенное 112, 120, 121
— согласное 25, 84, 90
Залежи интрузивные 291
— рукавообразныо 46
— шнуровидные 4б
Замок складки 184
Замыкание складки 185
Зевгогеосинклинали 372, 375, 418
Земная кора 7, 8, 9, 11, 23, 38, 94—97, 111.
114, 117, 169, 170, 344, 345, 348, 356, 362,
370 , 413 , 415 , 446 , 447 , 451, 453—456,
459—461, 471, 473 , 474 , 514 , 539 , 541,
544, 545, 550
Зеркало складок 185 , 209 , 244
— соляное 268
— флексур 195
Зияние 120
Зона апикальная инъективного тела 257
— биссекторная 168
— геосинклинальная 448, 450, 466, 467,
524
•— глыбовая 357, 450
— дробления 153, 421
— миогеосинклинапьная 370, 422
— орогенная 451
— перикратонных опусканий 418, 424
— разлома 121
— разрыва 153
— рассланцевания 164 179
— сетчато-трещинная 178
— сквозная трещинная 153
— складчатая 110, 111, 202, 345, 346, 364,
370, 424, 457, 467
-----геосинклинальная 381
----- платформенная 381
— смятия 138, 153, 157, 164, 421
— структурно-фациальная 130, 137, 155,
361
— структурно-формационная 154, 361, 362,
465
-— тектоническая координационная 168
— трещиноватости 153, 158
-— фациальная 54, 57
— Шовная 156
— ввгеосинклинальная 370
Изостазия 551
Изотропия тектоническая 411
Интенсивность трещиноватости 114
Интрагеосинклиналь 19
Интрузивы куполовидные 287
«Интрузии» соляные 286
«Интрузии туфов» 299
Инфраструктуры 401
Инъекции амагматические 282
— соляные 110
— трещинные 256, 287
Инъекционный тип пластических даек 282
Карнизы соляные 268
Карта иалеотектоническая 350, 351’
— тектоническая 20, 21, 350, 464
Квазиплатфор.иа 354
Кепрок 268
— вторичный 268
— первичный 268
Клавиатура коробчатых складок 219
Кливажа итиклиналь 138, 199
Кливаж 198, 199
Клипп 127, 136
— блуждающий 127
— погребенный 135
Клипнен 127, 133, 136
Колебания эвстатические 10, 515
Комплекс геосинклинальный 414 411
-----главный 362
-----эпикратонвый 167
— интрузивный кольцевой 287
— магматический 310
— метаморфический 311
— молассовый 362, 373
— основания 362
— покровный 347
— складчатый 347, 362, 416
— структурно-формационный 323
— структурный 361, 362
— формаций геосинклинальный! 359
-----орогенный 359
-----платформенный 359
— формационный 354
Консолидация 44б—448
Континентолизация 453, 456, 457, 458, 459—
Кордильера 134, 392, 395
Корни покрова 127
Котловины 182
Коэффициент коиседимеитацнонности 228
— нарастания мощности 70
— усадки 77
Кратон 30, 32, 345, 355, 448
Кровля слоя 46, 69
Крылья инъективного тела 257
— надвинутые 120, 127, 129
— опущенные 119, 120, 123
— поднадвиговые 120, 126, 127
— поднятые 119, 120, 122—125, 142
-----висячие 119, 122, 130
------- лежачие 120, 122, 130
Кряж 431
— зачаточный 13
Купол 112, 124, 186, 203, 227, 508, 509
— гнейсовый 199—200, 404
-----окаймленный 201
— диапирового строения 258
— соляной 6, 8, 9, 122 124, 141, 142. 230,
260, 262, 266, 274
-----глубокий 266
-----закрытый 266
-----мелкий 266
-----открытый 266
-----прорванный 262
— шлировый 201
Лакколиты 296
— межформационные 296
— псевдодискордантные межформационные
289
— эруптивные 296
Лептогеосинклиналь 371
Лестница ступенчатых складок 210
Линеамент 27, 111, 154, 172
Линия антиклинальная 190
— выклинивания 46
— изохронная 59
— простирания 79, 80
Лоб покрова 127
Лополиты 295
Магматизм инициальный 390, 391
— начальный 390, 391
-----продленный 391
— синорогенный 390 , 391
603.
Магматизм инициальный
— собственно геосинклинальный 390
— субсеквентный 390, 391
Макроколебания 521
Макроструктуры 37
Макроритм 49
Мантия 8, 21, 94, 97, 152, 154, 160, 162, 169,
344, 348, 411, 457, 464, 465, 472, 541,
542, 550, 551
— верхняя 97, ill, 460, 474
— симатичеекая 550
Массив 108, 419
— геосинклинальный внутренний 368
— гнейсовый 199
— диапировый 245
— краевой 368
— платформенный 447
— ранней консолидации 375
— соляной 71, 122, 230, 245, 266, 267, 269,
275
— срединный 33, 163, 169, 180, 367, 368,
375—380
---второго рода 376, 378
—- — остаточный 375—376
--- первого рода 376, 378
— — третьего рода 376, 378
Мегаантиклинорий 33, 200, 208
Мегааптиклияаль 420
Мегасинклинорий 185
Мегаструктуры 37
Мегагея 172, 448, 458, 474
Мегатрещиноватость 119
Мезоритм 49
Мезоструктуры 37
Метаорогенез 389
Миграция прогибов 391, 395
Микрогеосинклиналь 423
Микроплатформа 379
Микроплойчатость 182
Микр оструктур ы 37
Миогеосинклиналь 355, 370—372, 375, 458
Многослой 59
Моноклиналь 10, 83, 209, 420
Моноклинорий 209
Мощность слоя 4.3, 70, 71, 78
Мульды геосинклинальные 388, 389
— наложенные 373
— обрушения 268
— оседания 268
— унаследованные 373
Надвиг 110—112, 119, 121, 125—131, 136,
142, 149, 152, 157, 158, 162, 174, 189, 223,
251, 488, 522
Надвиги альпийского типа 128, 129
— аппалачского типа 129
— аркогенные 127
— вахшекого типа 129
— волнистые 126
— глубинные 129, 158
— горизонтальные 126
— клинообразные 147
— пыряющие 126
— пластовые 126
— покрова 129
— пологие 126
— продольные 132
— успенского типа 129
- - чешуйчатые 147, 157, 163, 488
— шотландского типа 129
— эрозионные 126, 131
Надформация 321, 353
Направление падения 79
Наппизм 127
Нарушения дизъюнктивные 182
Мейтралиды 368
Некки 298
Неогей 67
Нептунизм 12
Несогласия 84, 85, 512, 527, 533, 536
— азимутальные 90
— географические 90
— дисперсные 93
Несогласия
— краевые трансгрессивные 87
— крупные 99
— местные 87, 133, 135
— миграционные 87
— параллельные 92
— региональные 86, 87, 439
— скрытые 93
— смещения 87
— трансгрессивные 91
- — угловые 88, 90, 553
Нос структурный 186
Область геосинклинальная 14, 29. зз, Ш,
130, 132, 152, 156, 163, 166, 168, 169. 171,
174, 178, 179, 202, 203, 211, 214, 344—349,
353—362, 364—369, 372—379. 381—386,
413, 414, 423, 426, 431, 432, 439, 440. 442,
443, 444, 447, 448, 449, 450, 452, 453, 455,
458, 462, 466, 474, 524, 549
---эпикратонная 380—381
— орогеническая (орогенная) 359
— платформенная 29, 111, 117, 119, 168,
178, 203, 217, 344—348. 355, 357—362,
365, 366, 420, 432, 439, 440, 442, 44 3, 444,
447, 462, 523.
— складчатая 163, 190, 211, 348, 360, 362,
368, 415, 436, 451, 513, 51'*
------- геосинклинальная 360
— солянокупольная 420
Оболочка осадочная 9, 13, 21, 42, 43, 61, 65,
66, 69, 70, 93, 98, 99, 103, 108, 136, 153,
154, 163, 165, 174, 175, 181, 182, 183, 344- -
367, 398, 415, 439, 440, 442, 444—449, 451,
453, 454, 456—467, 471—474
— сиалическая 154, 452, 457
Океанизация 446, 457, 459—460, 464, 471
Океаногенез 525
Олистолиты 135
Оползни наземные 131, 132
— подводные 132, 133
— подземные 135
Оппельзоны 65
Опускания перикратоннью 424, 425
Орафлон 456
Орогенез 517, 518, 521, 522, 524, 526, 528
— эпиплатформе нный 438
Ортогеосинклиналь 172, 345, 355, 370, 372. 448
— межконтинентальная (средиземная) 356
— околоконтинентальная 356
Ортотектоника тангенциальная 172
Осевая плоскость складки 184
- — поверхность складки 184
Ось «конского хвоста» 148
— складки 30, 130, 185
— складчатых пучков 208
Ответвление «конского хвоста» 148
Отдвиг 120
Отдельность пластовая 115
Отношение структурное 35, 111
Отход 120
Панплатформа 452
Парагенерации 305
— абстрактные 304
— конкретные 304
Парагенолиты абстрактные 304
Парагеосинклиналь 30, 396
— второго типа 396
— первого типа 396
Пар ал ио геосинклиналь 372, 419
Паратектоника радиальная 172
«Пароксизм» 534, 539
Переброс 120
Перегибы сводовые 187, 188
Перек р ытия 120
Перерыв 69, 70, 512, 528
— локальный 70
— местный 87, 88
— региональный 69, 86
Перерыва поверхность 69, 70
Периметр платформы 432
Периоды анорогенные 526
>604
Плакантиклиналь 36, 203
Пласт 44
Пластовая отдельность 44
Платформа 30, 32, 33, 113, 163, 165, 166, 167,
168, 169, 170, 174, 180, 181, 183, 186, 202,
«346—350, 353, 356, 357, 359, 361, 363,
364, 365, 372, 373, 412. 413—423, 426,
431, 439, 442, 443, 444, 445, 447, 448, 449,
450, 453, 456, 458, 459, 462, 473, 513, 516,
522, 541, 544, 546, 550
— древняя 165, 188, 362—365, 372, 405, 410—
414, 416, 419, 424, 430, 431, 436, 447, 452,
461, 462, 467, 473, 474
— континентальная 457
— малая 410
— молодая 348, 362, 364, 365, 367, 414—421,
430, 431, 432, 440, 452.
— океаническая 169, 356, 457, 458
— остаточная 458
— подвижная 366
— сиалическая континентальная вторич-
ная 454
— симатическая первичная 455
— устойчивая 366
— эпигерцинская 364, 418
- — эпикаледонская 364
эпиме эозойская 364
Плита 170, 413—415, 417—419, 421, 425,
443, 447, 474
— неограж денная 416
— огражденная 416, 431
Плутонизм высокоорогепный 390
— - поздне орогенный 390
—* синорогенный 390
Плутоны гармоничные 288
— гранитоидные пластовые 287
-----трещинные 287
—- дисгармоничные 288
— дисконформные 288
— конкордантные 288
— конформные 288
— отслоения 287
— пограничные 288
— поперечные 288
— продольные 288
— трещинные 288
- — ядерные 288
Поверхность изохронная 59, 60, 63, 65, 66, 69
— кливажа (сланцеватости) 199
— Мохоровичича 26, 94, 97, 104, 112, 344,
539, 543, 544, 554, 546
— надвига 119, 128
— напластования 183, 184
— несогласия 19
— осевая 30
— уровенная 71
Подд виг 120
Поднадвиг 119
Поднятие 182, 344, 374
— антиклинальное 507
— брахиантиклинальное 503
— возрожденное 397
— гсоантиклинальное 169
— геосинклинальное 524
— геосинклинальных областей 548
— горст-антиклинальное 433
— куполовидное 503
—- локальное 498
неотектоническое 108, 543
— новообразованное 397
— платформенное 219
— поглощенное 339
— сводовое 30, 130, 131, 145, 432, 433, 436,
544
— соляное экзотектоническое 270
— структурное 186
— унаследованное 397
— шовное 157
— щитовидное 206
— эвгемническое 432
— эпейрогеничеекое 518
Подформация 320
Подэтаж структурный 362
Покров 127
— второго рода 129
— многослойный 127
— первого рода 129
Пол осчатость 47, 51
Полосы поднятия 202
Полувал 186
Пол увпадина 186
Полусвод 186
Полуплатформа 30, 381
Породы «компетентные» 258
- — «некомпетентные» 259
Порядок размеров геологических тел 35
Постель надвига 127
Пояс вулканический 360, 380, 381, 439
---краевой 380
— геоаптик линальный 359
— геосинклинальный 359, 367, 368, 382, 466
---внутриматериковый 359
— — окраинно-материковый 359
— гипербазитовый 329
— динамометаморфический 165
— метаморфический 164
— — сиалического профиля 165
---„ фемического профиля 165
- - орогенический 359, 470
— • — эпиплатформенный 359
— ортогеосинк линальный 471
— * подвижный 359
— сводовых поднятий 432
— складчатый 154, 163
— * талассогеосинклинальный 470
Пракратон 448, 471
Праокеан 457, 471
Прилегание 91
— простое 91
— * сложное 91
Принцип специализации 26, 41, 42, 98, 454
— унаследованное™ 21, 27, 28
Прогиб 182, 344, 347
— аргиллитогенный 372
— внешний геосинклинальный 358
— внутренний 431
— возрожденный 397
— вулканогенный 372
—- геосинклинальный 450, 504, 524
— грабен 141
— - карбонатогенный 372
- - краевой 211, 453, 458, 464, 362, 389, 420,
424—427, 431, 436, 511, 548
— — поперечный 168
— — компенсационный 537
— локальный 498
— межгорный 298, 368, 458
— новообразованный 397
— остаточный 397
— передовой 33, 368, 425
—- периклинальный 431
— перикратонный 403, 418, 424, 511
— поглощенный 397
— предгорный 158, 379, 426
— пригсосинклинальный 358
— синклинальный 188
— срединных массивов краевой 379
— — — окраинный 379
—• унаследованный 374, 397
—• флишегенный 372
— компенсированный 295
Проницаемость трещинная удельная 178
Проорогенез 389
Пространство геологическое 66
- — континентальное 432
- — межбудинное 201
— * межкупольное 267
— петрографическое 98
— эвгимническое межвпадинное 433
Протоген 67, 456
Протрузии 262, 263
Процессы внутрикоровыс 551
— внутр им антийные 545, 546
— геологические 61
— геосинклинальные 386, 446, 448, 455, 456,
457, 460, 462, 464, 467, 470, 472, 474
605
Псевдомоноклиналь 199
Пучок складок 208, 209
----миндалевидный 208
— -—- обратный веерообразный 208
— — прямой веерообразный 208
Раздвиг 294
Раздел Вихерта Гутенберга 94, 95
— литостратиграфический 104
— Мохоровичича 538
— сейсмический 97, 99, 102, 103, 108
— Фёрча 95
Разлинзовывание тектоническое 118
— впутриблок овые 168
— внутримантийные 159
— глубинные 8, 21, 29, 110, 114, 153, 154.
155, 156, 157, 158, 159, 160, 161, 162, 163,
164, 165, 166, 167, 168, 169, 170, 172, 174,
176, 178, 179, 180, 181, 212, 393, 354, 360,
361, 380, 421, 443, 452
----возрожденные 169
----геосинклинальные 169
— — диаторические 161
----кататропные 160, 161
----краевые 420
----латентные 169
----новообразованные 169
— — передовых прогибов 169
----платформенные 169
----сквозные 161, 167, 169
----тангенциальные 158
—• — трансструктурные 168
— — унаследованные 169
------- эпитропные 161
— глубокие 158, 159
— коровые 159
— краевые 165
— «мертвые» 420
— надбазальтовые 159
— надвиги 157
— над гранитные 159
— оперяющие 149
— перикратонные 169
— периокеанические 169
— подземные 157
— сбросы 158
— сверхглубинные ПО
— сверхглубок ие 158
— сверхсквозные 169
— сдвиги 157, 158
— сиалические 161, 162
— симатические 162
— сквозные 169
— скрытые 157
— слепые 157
— структурные 168
— фемические 162
Размах смещения 120
Разрывы дугообразные 123
— тектонические 145
— эшелонированные 149
Рама складчатости 208
Раскол 420
Рёбра соляные 268
Регенерация 446, 447, 448, 459, 473, 474
Регрессия 515, 516
Революция Земли тектоническая 525
Реоглифы 83
Ритмиты 49
Ритмичность 49, 51, 61
— маятниковая 51
— непрерывная 51
— прерывистая 51
— скачкообразная 51
Ритмы 50, 51
Рифт 112, 142, 145, 547
Ров 186
— геосииклинальный 467
Ряды парагенетические 322
— формаций вертикальные 323
----геосинклинальные 409
----латеральные 323
— формационные 354, 443, 462, 468
Сальза грязевая 278
Самогеосинклиналь 418
Сбрасыватель 119, 122, 123, 125, 141, 147
Сброс ПО, 111, 119, 120, 121, 122, 123, 124,
125, 131, 141, 153, 174, 190, 420, 488, 500,
518
— атектонический 132
— вертикальный 136
— глубинный 158
— гравитационный 132
— диагональный 192
— компенсационный 147
— мерантиклинальный 122
—• нормальный 120, 125, 142, 158, 189
Сбросо-сдвиг 488, 489
Сброс панантиклинальный 122
— партконседиментационный 125
— поперечный 190
— продольный 192
— регионального масштаба 112
— сингенетичный 189
— ступенчатый 132, 155, 488, 489
— эпиантиклинальный 167, 190
— эпигенетичный 189
Свита 44, 48, 57
Свод 182, 186, 188, 344, 497
— антиклинали 185
— континентальный 432, 438, 474
— платформенный 418
— пологий 434
— складки 177, 188, 232, 233, 234
— • — стрельчатый 196
— • шлировый 201
Сводовая линия антиклинали 185
Сдвиг 111, 112, 119, 120, 121, 125, 136, 137,
138, 139, 142, 151, 153, 154, 157, 166, 174,
183, 488, 550, 551
— альпийский 486
—• глубинный 158
— правый (правосторонний) 136, 138, 149,
— левый (левосторонний) 136, 138, 149, 151
— неотектонический 495
— межпластовый 180
Сдвижение 120
Сейсмовулканоид 282
Сейсмокупол 488
Секущая граница 46
Серия 48, 49, 57
Серия батолитовых гранитоидных формации
330
— магматических комплексов 321
— покровно-силловых формаций 332
— формаций базальт-андезит-липаритовых
330
---габбро-диорит-гранодиоритовых 330
---габбро-плагиогранитных 329
— —- спилито-кератофировых 329
Сеть регматическая 173
— сбросовая 124
Сжатие боковое 12
Силлы 291
Симаунты 463
Синеклиза 18, 30, 31, 32, 36, 38, 145, 169,
172, 174, 182, 205, 206, 217, 218, 219, 220,
245, 361, 413, 417—421, 436, 459, 511, 520,
524, 534
— краевая поперечная 168
— наложенная 436
— пришовная 436
Синклиналь 12, 148, 183, 184, 185, 212, 213,
214, 226, 227, 517
— клювовидная 197
— компенсапионная 267
краевая 416
— ободковая 267
— проседания 197
— шовная (щелевая) 195, 197, 424
— плутоны 288
Синклинорий 138, 182, 185, 209, 210, 212, 520
— аномальный 209
— краевой 426
— необращенный 209
606
•Синклинорий нормальный 209
— обращенный 209
• - односклонный 209
Синорогенез 522
Синхронизация 60, 64, 65
Синэпейрогенез 528
Система геосинклинальная 33, 165, 166, 167,
179, 346. 360, 361, 366, 368, 369—372, 382,
414, 415, 424, 441, 443, 445, 449, 452, 454,
458, 459, 466, 468, 469, 474, 549
----возрожденная 397
- — вторичная 388, 389
— — мезозойско-кайнозойская 409
------- молодая 432
----новообразованная 398
----остаточная 397
— палеозойская 406—408
— первичная 386—388
- — протерозойская 406—408
----регенерированная 397
---- современная 409
---- унаследованная 397
— динамическая 152
— краевая 424, 426, 427
— — поперечная 167, 168
- надвигов 129
— нормальных сбросов 190
— ортогеосинклинальная 356
— островная 467, 468, 469, 470, 471
— островных дуг и впадин 467
— складок 206, 207, 208
---- двойная 208
— — «свободная» 208
----простая 208
складчатая 131, 145, 165, 210, 346, 347,
362, 368, 416, 453, 457, 471, 549, 550
----ксеногенная 457
— стратиграфическая 67
— трещин 114
Скалы экзотические 127
Скачки возврата 47
— обращения 47
-— превращения 47
Складки 110, 111, 182, 183, 184, 185, 186,
187, 188, 189, 190, 192, 197, 198, 199, 203,
204, 205, 209, 210, 214, 240, 241
— аномально-плотностные 210—211, 259
— антиклинальные 122, 146, 182, 189, 250,
251
— асимметричные 187, 205
— блоковые 197, 202
— брахиформные 202
— веерообразные 187, 188
— вертикального раздавливания 248
— внутрипокровные 210
— вогнутые 183
— волочения 121, 136, 201, 244
— выпуклые 183
— глубинные 210—211
—• «гребневидные» 228
— диапировые 132, 244, 258, 259, 260, 262,
263
— дилатационные 199, 210
— дисгармоничные 132, 210, 224
— изоклинальные 199, 225, 229
— клиньевые 197
— коробчатые 212
---- брахиформные 197
— коробления 243
— конседигенные 229
— конседиментационные 229
— концентрические 223
— «криптодиапировые» 258
— ламинарного течения 239
— лежачие 129, 186, 188, 213.
— линейные 153, 186, 200, 202, 203, 207 208,
212, 213, 244, 424, 533
— «ломаные» 216
— куполовидные 122
— моноклинальные 194
— нагнетания 210
— надразломные 195, 210
-- надразрывные 195
Складки
— надфлексурные 245
— наклонные 126, 157
— нарушенные диагональными сбросами 192
----------сдвигами 98
— облекания 82
---«петектонического происхождения» 202
— округлые 187
— оползания 188
— опрокинутые 126, 129, 132, 157, 186, 187,
188
— осложненные продольными надвигами 192
--------нормальными сбросами 189, 190
— — разломами 189
— — системами поперечных сбросов 190
— острые 187
— открытые 350, 531
— отраженные 247
- — пережатые 187, 188
— перекатывающиеся 207
— перемятые 199
— платформенные 8, 202, 203—206, 219,
243, 247, 534
---бугурусланского типа 206
---верхнепалеозойские 206
--- девонские 206
---дисгармоничные 206
— платформенные мелкие 221
-— платформенные навешенные 206
---отраженные 206
---погребенные 206
--- саратовского типа 205
---сквозные 206
--- туймазинского типа 205
— подобные 223
— покровные 210
— «полуторные» 216
— постседиментационные 229—230
— прерывистые 532
-— прерывно-конседиментационные 230
— приразломные 197, 202, 210, 421
— приразрывные 211
— прифлексурные 210, 245, 247
— прямые 186, 187
— псевдодиапировые 227
— разбухания 198, 199
— разломы 190
— Рубцовые 154
— с различным распределением мощностей
в разных слоях 224, 227
— с увеличением мощности в сводах 224
— с уменьшенными мощностями на своде 226
— с уменьшением мощности в антиклиналях
и с увеличением в синклиналях 224,
226
— связанные с заломами 189
---с мигматизацией 201
— сдавливания 245
— симметричные 187
— синклинальные 182, 251—253
— скольжения 202
— сланцеватости 199
— со сложными системами сбросов 192
— со слоями постоянной мощности
223
— сундучные 187, 188
— течения 246
— уплотнения 75 78, 248
-— флексурные 119
— флексурообразные 206, 424
— фронтальные 243
— шовные 154, 195
— штамповые 247
Складкообразование 16, 116, 130, 131, 171,
384, 447, 448, 473
Складчатость 183, 201, 202, 214, 240, 242—
244, 414, 415, 457, 462, 470
— активная 198
— бокового сжатия 245
— геосинклинальная 517
— глубинная 245
— глыбовая 247
— дисгармоничная 256
607
Складчатость
— изгиба 201
— изоклинальная 225, 226
— конседиментационная 229
— листоватая 135
— метаморфическая 245
— нагнетания 245
— общего поднятия 245
--- смятия 243
— опускания 247
— пассивная 198
— платформенная 223, 517
--- «идиоморфная» 219
— иостседиментационная 229, 534
— постумная (унаследованная) 222
— прерывистая 532
— сжатая «закрытая» 531
— скольжения 201
— сланцеватости 199
— течения 201
— унаследованная 217
Складчатые обрамления автогенные 457
— сооружения аклинорные 209
Скорости «базальтовые» 101
— «гранитные» 101
Скручивание складок 208
Сланцеватость 41, 138
— веерообразная крутопадающая 199
— вторичная (квазислоистость) 199, 201
Слоеватость 47
Слой 70, 59—63, 41, 43—46, 48, 49, 57—59,
71, 75, 83, 108, 110
— «базальтовый» 26, 38, 40, 95, 97, 102, 344,
541, 544, 546
— «гранитный» 26, 38, 40, 541, 544, 546
— диагенетический 52
— диктующий 249
— жесткий 250
— изохронный 57, 58
— интрузивный конический 296
— компетентный 249
— линзоввдный 46
— монофациальный 57
— некомпетентный 249
— «осадочный» 101
— полпфациальный 57
— простой 47
— сейсмический 97
— сиалический 97
— сложенный 226
— сложный 47, 48, 51
— ультраосновной 97
— ультрабазальтовып 97
Слойки 47
Слоистость 41—48, .51, 58, 61
— асинхронно-миграционная 59
— биогенная 52
— волнистая 48, 51, 52
— вторичная 52
— выпадения 52
— горизонтальная 52
— гравитационная плутонов 104, 107
— • — ритмическая 107
— диагенетическая 51, 52
— замещения 52
— изменения 52
— косая 48, 51, 52, 226
— маятниковая 47, 48, 51
— нормальная первичная 199
— первичная 52
— перераспределения 52
— ритмичная 106
— седиментационно-диагенетическая 51
— синхронно-мутационная 59
Слойчатость 30, 51, 226
Слоя возрастное скольжение 59, 60
-------- максимальное 60
Сместитель 119—121, 125, 130, 136, 137, 148,
158
Смещение 111
— дисгармоническое 234
Сопка грязевая 278
Стадия геосинклинальная 169. 447, 455. 456
Стадия геосинклинальная
— геосинклинального этапа зрелая 390
-------- начальная 389
--------поздняя 390
— деятельности грязевого вулкана грифопо-
вая 278
----------- экеппозионная 278
— догеосинклинальная 455
— затрудненного уплотнения 76
— лунная 472
— механической деформации 76
— мигматизации конечная 202
— — кульминационная 201
--- начальная 201
---прогрессивная 201
---регрессивная 201
— пуклеарная 402
— пангеосинклинальная 445
— панплатформенная 445
— первичного уплотнения 75, 76
— платформенная 169
— поздяеорогенная 390
— послеорогенная 469
— раннеорогенная 390
— свободного уплотнения 75
— ядерная 402
Степень асимметричности цикла 50
Стратисфера 42
Стратоантиклиналь 199
Структура 526
— блоковая 35, 90, 114, 180, 181
— будинажа блокового типа 201
---линзового типа 201
— веерообразная 188
— вулканическая 82
— вытянутая 186
— геологическая 20, 22, 24, 26, 28, 30, 32,
34, 111, 518, 557
---поверхностная 200
— геотектоническая 155
— глыбовая 450
— коленчатого вала 149
— «конского хвоста» 147, 148, 159, 160, 210
— коровая 33
— локальная 36, 203
— надсолсвая 267
— неотектоническая 461
— округлая 186
— орогенического типа 525
— складчатая 18, 35, 138, 182, 183, 199, 223,
253, 254, 464
— складчато-глыбовая 164
— слоистая 35, 40—42, 47, 80, 93, 99, 107,
109, 114, 125, 140, 169, 170, 180—182, 239,
253, 254, 500
---глубинная 93, 94
— — тектонически охарактеризованная 80
— слоисто-блоковая 181
— слоисто-гипергенная 107, 108, 180,
557
— — гипогенная 108, 181, 557
— слоистая течения первичная 201
— — сферическая 35
— слоя 47, 48, 61
— статическая 475
— тектоническая 32, 33, 499, 501, 518
--- глубинная 360
— трещинная 114
— чешуйчато-складчатая 129
Структурная геология 114
Структурный уровень 208
— элемент 7, 20, 24, 35
Ступень сбросовая 140, 147
— структурная 209
Стыки разновозрастных структур в одном
этаже 207
— секущие 207
Субгеоантиклиналь 30
Субгеосинклинамь 19, 417
Субстратификация 47
Субформация 320
Субцикл 49
Суперлинеамеит 169
608
Талассогеосипклиналь 463, 470, 471
Талассократон 355
Тафрогенез 521, 525
Тафрогеосииклиналь 372, 375
Тектогенез 552
— гравитационный 242, 246
— «Дива» 438
Тектоника 7, 8, 9, 15, 16, 24, 28, 109, 442, 455,
501, 557, 558
— гипсовая 198, 512, 550
— гравитационная 458
— динамическая 28, 475, 476
— дисгармоничная 234
— к once диме нта циопн а я 231
— покровная 127
-- сбросовая 18
современная 498
- соли внутренняя 267, 270, 271
— соляная 263, 264, 948, 956, 550, 551, 552
-----вторичная 268
— экспериментальная 28, 558
Тектоносфера 8, 98, 166, 464, 468
Текторитм 4, 9
Тело геологическое 19, 20, 22, 25, 26, 28, 30,
33, 34, 35, 111, 115, 136, 138, 152, 153, 416,
442, 499, 557
-----простое 35
-----сложное 35
— интрузивное подошвенное 296, 297
----- эксплозивное 299
— инъективное 257
— камерное инъекционное 292
— магматическое интрузивное 286
- - призматическое 46
— таблитчатое 46
— фациальное 136, 137
Теория геосинклиналей 14, 356
— развития геосинклинальных областей 383
Терраса структурная 186
Террагеосинклиналь
Тип движения колебательный 522
— —- магматический 522
-----разрывный 522
-----складчатый 522
— коры континентальный
-----океанический
— формаций (формационный тин) 353
Толща 48
Трансгрессия 10, 515, 516
Трещиноватость НО, 114, 115, 119, 130, 176,
177, 178, 429, 514
— планетарная 170, 171, 172
— платформенная 118
—- тектоническая 117, 171
— удельная 114
Трещины 110, 488
— диагональные 118
— закрытые 177
— косые 115, 116
— нормальные 115, 116, 181
— оперяющие 421
— открытые 177
— отрыва 121, 148
— пластовые 115
— платформенные 116
— пологие 118
— поперечные 118
— продольные 118
— - прототектоиические 118
— раздвигания 294
— растяжения 132, 147, 177
— Рубцовые 147
— сжатия 177
— скалывания 116, 147, 148
— тектонические 115
— экзогенные 117
Троги линейные верхпеархейскис 402
-----протерозойские 402
Трубки взрыва 298
Угол несогласия 84, 85
— падения 8 0
— скольжения 60
Угол несогласия
— фациальный 60
Унаследованы ость общая 28
— полная 28
Ундация 517
Ундуляция 517
Уровни батиметрические 82, 83
— возрастные 60
— геоморфологические 493
— организации (планетных тел)
— хроностратиграфические 83
— эвстатические 82
Уступ сбросовый 121
Утесы экзотические 127, 133
Фазы геосинклинальные 400, 449
— орогенеза 526, 527
— орогенические 527, 528, 529
— платформенные 449
— ретрогрессивные 447, 448
— складчатости 447, 529, 530, 533
---катастрофические 525
— тектогенеза 529, 530, 531, 535
— тектонические 528, 529, 531, 532, 534, 536
Факолиты 529
Фактор складкообразующий 198
Фации 52—57, 59, 501, 502
— метаморфических пород 56
Флексура 194, 195, 196, 197, 240, 500
— диагональная 195
— краевая поперечная 168
- —- наклонная с наклонными крыльями
— опрокинутая с наклоном крыльев в сто-
рону поднятого крыла 195
— поперечная 195
— продол ьная 195
— простая 195
— — с горизонтальными крыльями 195
— прямая с наклоном крыльев в сторону
опущенного крыла
Флексуры спаренные 195
Форма тектогенеза колебательная 18, 22
— —- магматическая 18
----складчатая 18
- —- конвективная краевого типа 273
— конвективная центрального типа 273
— слоя 46
— синклинальная 199
— структурная 183, 398
---эвгимническая 433
— тектоническая 109, 115, 360, 427, 508, 511
— эвгимническая 433
Формация 137, 304, 307, 443, 446
— абстрактная 304, 314, 315
—- автохтонная 324
— аллохтонная 324, 407, 408
— андезитовая 330, 331
— аспидная 315, 326
— второй генерации 311
- вулканогенная 327
— - вулкано-плутоническая 310
— габбро-диорит-граиодиоритовая 330, 331
— габбро-диорит-диабазовая 329
— габбро-монцонит-сиенитовая 330, 331
— габбро-пироксенит-дунитовая 329, 330
— габбро-плагиогранитовая 329, 330
— геологическая 304, 306, 352—355, 369,
416, 432, 463
— геосинклинальная 335, 431, 537
— геосинклинальной группы 440
— гинербазитовая 329
— гранитных батолитов 330
---и габбро-грапитных центральных ин-
трузий 332
— гранитоидных батолитов пестрого состава
330
— гранодиоритовых батолитов 330
— карбонатная 327
— кварц-кератофировая 329, 332
— кимберлитовая 332
— конкретная 304
— краспоцветная 327
— линаритовая 330. 331
39 Заказ 206.
609
— магматическая 304, 308, 309, 310
— — второго рода 310
--- первого рода 310
— метаморфическая 304, 332, 333
— молассовая 316, 325, 424
— морских моласс 326
— органогенно-обломочных известняков 325
— орогенная 335
— осадочная 304, 308, 309, 353, 463
------- неспецифическая 339
— — специфическая 339
— осадочно-вулканогенная 304
— * первой генерации 311
— песчано-глинистая угленосная 327
— петрографическая 309
— — абстрактно-типовая 304
— плагиогранитиая 329, 330
— - платформенная 335
— пленогенная 336
— порфировая 325
— регрессивная 307
— рифовых и нелитоморфных известняков 325
— смещенная 307
соленосная 267, 325
— спилито-диабазовая 329
— спилито-кератофировая 325
— еубвулканических гранитов 330, 331
— терригенных красноцветных континен-
тально-лагунных отложений 325
---сероцветных морских отложений 325
— трансгрессивная 307
— трапповая (тоиеит-базальтовая) 332
— трахиандезитовая 330, 331
— угленосная 325
— флишевая 325, 326
— центральных интрузий нефелиновых сие-
нитов 332
— — — щелочных и ультраосповных пород
с карбонатитами 332
— щелочная оливин-базальтовая (трахи-
базальтовая) 332
— щелочно-базальтовая (нефелин-лейцит-
базальтовая) 332
— яшмовая 325
Формула строения складчатого сооружения
368
Фундамент 428, 430
— кристаллический 348, 357, 410, 429
— платформы 361, 362, 363, 365
— — древней 399, 400, 410, 411, 48ч
— сиалический 452, 453
— складчатый 419, 425, 430
Хребты срединноокеанические 145, 166
Хонолиты 297
Централ иды 368
Цикл 50, 51
— геотектогенеза 451
— геотектонический 516, 535
---альпийский 535
— — варисцийский 535
— — каледонский 535
— — салаирский 535, 536
---тихоокеанский 535
— орогенеза 389
— тектоно-магматический 390
— элементарный 49
Цикличность 49
— развития геосинклиналей 384
Чехол платформ древних 429
— платформенный 347, 361, 363,
366, 403, 410, 413—420, 428,
439, 440, 441, 457, 459-
Чешуя тектоническая 129, 147
Члены формаций 312
— — аллофильные 312
— — второстепенные 312
— — основные 312
— — патрические 312
364, 365,
430, 431,
Шариаж 127, 129, 131, 133, 136, 458
Шарнир складки 30, 184
Швы краевые 410, 424, 425
— крупные 436
Шипы соляные 268
Ширина складки 185, 241
Шкала естественная 68
— метрическая хроностратиграфическая 68-
— стратиграфическая 65, 67
---международная 65, 66
---региональная 65, 66
Шляпа каменная 268
Шов краевой 163, 165
— надвига 152
— планетарный 173
— структурный 155, 179
— тектонический 173
Шток соляной 266
Щит 33, 400, 413, 415, 423, 431, 445, 452, 45th.
466, 469, 498
— остаточный 428
—- первичный 402
Эвгеосинклиналь 167, 355, 370—372, 375, 458
Эворогенез 389
Экзогеосипклиналь 372, 375
Эксплозии закрытые 300
Экстерниды 368
Элемент залегания 79
— слоистой структуры 41
— структурный 115, 168, 169, 414, 415, 421.
427, 442, 444, 446, 450, 462, 469, 473, 474
------геосинклинали 439
— — осадочной оболочки 348—352, 354—
355, 363, 366
— — сквозной 168
Эндокливаж 117
Эпейрогенез 498, 517, 518, 522, 521, 523, 524,
525, 527, 528
— древний 498 522
— новейший 498
— современный 498
Эпейрофорез 525, 549
Эниболи 45
Эпигона ли 438
Эпиэвгеоеин клина ль 372, 375
Эпоха тектогенеза 535
Эра тектоническая 67
— — альпийская 67
— варисцийская 67
— — каледонская 67
Этаж складчатости 214
---• глубинный 75
— — надвиговый 128
— структурный 25. 157, 346, 353, 361, 362»
416, 429, 438, 440, 442, 444, 462, 531
------верхний 130, 157
Этап геосинклинального погружения 386
—• геосинклинальный 389, 414, 461
— — океанический 458
— -— платформенный 458
— догеосинклинальный 460, 461
— неотектонический 438
— орогенный 490, 431
— платформенный
— нослеплатформенный 461
— развития геосинклинальный 349
---геосинклинальной области архико-
геосинклинальный 362
----------главный 362
— — — — орогенный 362
— ------• тэлиногсосинклинальный 362
— — орогенный 349
---платформенный 349
— — предчехольный 431
Этмолит 296
Ядро 94
— диапировое 262
— древнее 368
- — протыкания 132, 258, 261
Ярус парагеосинклинальный 431
— переходный 431
— промежуточный 431
— структурный 27, 373—375, 449
ОГЛАВЛЕНИЕ
Стр.
Предисловие . ................ . ... . 5
Глава I
Предмет тектоники. Вопросы терминологии 7
Определение тектоники..................................... . 7
Развитие знаний в области тектоники......................... ... 9
Появление и развитие тектоники как самостоятельной геологической
дисциплины....................................................... 16
Основные задачи тектоники и ее место среди других геологических
дисциплин........................................................ 24
Вопросы терминологии. Понятие о геологической структуре. Порядки
размеров геологических тел....................................... 30
Глава II
Слоистая структура ............................................... 40
Осадочная оболочка. Особенности ее слоистой структуры ... 42
Слой и слоистость в осадочной оболочке........................... 43
Слои, выделяемые в осадочной оболочке по петрографическим признакам.
Их границы....................................................... 46
Сложные слои, последовательность слоев........................... 48
Условия возникновения слоистости при осадконакоплении............ 51
Фации. Генетические характеристики............................... 52
Слои и хроностратиграфические горизонты.......................... 57
Возрастное скольжение слоев.................................... 57
Общие принципы корреляции. Хроностратиграфпческая корреляция 60
Стратиграфические шкалы........................................ 65
Перерывы в формировании осадочной оболочки ... . . 69
Мощности слоев .................................................. 70
Мощности и их искажения........................................ 70
Изменение мощностей в связи с уплотнением. Складки уплотнения 75
Соотношение мощностей слоя и его состава....................... 78
Залегание слоев ................................................. 79
39* —-------------—---------------------------------- 611
Стр.
Элементы залегаппя..................................... .... 79
Начальное положение слоев ............................. 80
Нормальное и запрокинутое залегание слоев ................... 83-
Согласное и несогласное залегание слоев ...................... 84
Региональные и местные несогласия ... 86
Типы несогласных залегаппй.................................... 90
Глубинные слоистые структуры . ............... ... 93
Представление о глубинных слоистых структурах .... . . 93
Основные элементы слоистой структуры земпой коры и мантии по ско-
ростям прохождения упругих волн............................... 94
Истолкование сейсмических слоев и границ. Соотношение земной
коры п осадочной оболочки. Тектоносфера ...................... 97
«Подвижность» сейсмических границ ........................... 103
Залегание сейсмических границ и слоев земпой коры и мантии . . . 104
Слоистая структура, обязанная гравитационной дифференциации
вещества при застывании плутонов ............................ 106
Слоистая структура н ее дислокации ............................ 107
Гласа III
Дизъюнктивные дислокации ...... . ... НО
Трещиноватость....................................... . . 114
Понятие о трещиноватости и методы ее изучения................ 114
Закономерности размещения трещин относительно геологических
тел и тектонических форм................................... 115
Дизъюнктивные дислокации со смещениями. Терминология, приме-
няемая при изучении дизъюнктивных дислокаций.................. 119
Сбросы....................................................... 121
Взбросы и надвиги............................................ 125
Оползневые дислокации . ... . . 131
Сдвиги................. .................. . . . . 136
Тектонические формы, образуемые дизъюнктивными дислокациями . . 140
Системы дизъюнктивных нарушений................... .... . . 147
Разломы и зоны разломов, как геологические тела . ........ 152
Глубинные разломы........................................... . 153
Понятие о глубинных разломах. Их классификации............... 153
Связь глубинных разломов с магматизмом.................... . . 159
Метаморфизм в зонах глубинных разломов................. .... 162
Геоморфологически выраженные глубинные разломы . . . 165
Размещение глубинных разломов................................ 166
Дизъюнктивные дислокации сейсмических границ земной коры и мантии 169
Планетарная трещиноватость и планетарные системы разломов . . 170
Значение изучения дизъюнктивных дислокаций для поисков полезных
ископаемых.................................................... 176
Природа связп дизъюнктивных дислокации с размещением полезных
ископаемых................................................. 176
Примеры изучения трещиноватости.............................176
Практическое значение изучения разломов . . . 178
Заключение..................... ... ...................180
612
Стр-.
Глава IV'
Пликативные дислокации............................................. 182
Тектонические формы—антиклинали и синклинали. Их элементы . . 183
Основные морфологические типы складок ........................ 186
Складки, связанные с разломами .............................. 189
Складки, осложненные разломами . . . . 189
Флексуры ................................................ ... 194
Надразломиые складки .................................... . 195
Приразломные (приблоковые, прпразрынные) складки ... . 197
Блоковые складки ............................................. 197
Особые виды складок ........................................... 198
Складки разбухания ......................................... 198
Складки сланцеватости........................................ 199-
Складки, связанные с мпгматнзацней ........................... 201
Складки платформенного типа ..................... . . 202
Основные разновидности и общая характеристика............... 202'
Классификации складок платформенного типа .................... 204
Системы складок................................................ 206
Размещение складок и их связь с вмещающими структурными формами
и строением фундамента . . .............................. 210
Геосинклинальные области . . ...................... 211
Платформенные области .................................. 217
Изменение мощностей и фациальных характеристик слоев в склад-
чатой структуре................................................ 223
Различные типы распределения мощностей в складчатой структуре- 223
Конседиментацпонпые и постседиментацпопные складки . . .. 229'
Смещение сводов складок с глубиной ................... .... 232
Представления о механизме образования складок.................. 239
Динамические условия формирования складок .................... 240
Складкообразование в неоднородной слоистой толще...............249
Значение изучения пликативных дислокаций при поисках и разведке
полезных ископаемых................................ ... 250
Заключение ................................................... 253'
Г л а е а V
Инъективные дислокации .......................................... 255
Диапировые складки ................................ . . 258
Гипербазитовые протрузии .............................. . . 262
Соляные купола и антиклинали ............ . . . 262
Грязевые вулканы ............. . ................... 276
Нептунические дайки ............................... . ... 282-
Жилы ........................................................ 285
Магматические дислокации ................................... 285-
Заключение............ ............................ . . зоо
Глава VI
Геологические формации ............................................ 302
Основные определения ...................................... . 304
Формации, как вещественные ассоциации .........................304
-----------------------------------------------------------___ 61 з-.
Стр.
Генетический аспект в определениях формаций ................... 306
Основная терминология магматических и метаморфических формаций 309
Выделение формаций. Границы формаций..............................311
Состав конкретных формаций ................................. ... .417
Таксономия формаций ............................................. 320
Парагенетические ряды формаций и нх членов . . ..... . 322
Ряды формаций в областях различного тектонического развития . . . 323
Магматические формации и их группировки ................ . . . 327
Метаморфические формации (комплексы) ............................ 333
О классификациях осадочных и осадочно-вулканических фор,мацпй 334
Связь полезных ископаемых с осадочными и магматическими форма-
циями .......................................................... 339
Глава VII
•Основные структурные элементы осадочной оболочки ............... . 344
Принципы тектонического районирования ........................... 344
Структурные (геометрические) и вещественные признаки в райониро-
вании осадочной оболочки. Преимущество формационного метода 344
Использование геофизических данных прп тектоническом районирова-
нии по вещественному признаку ................................ 347
Связь историко-генетических представлений о структурных элементах
осадочной оболочки с их вещественными характеристиками (форма-
циями) ....................................................... 348
Палеотектовическое районирование .............................. 350
Требование целесообразности при тектоническом районировании . . 351
Требование соразмерности при тектоническом районировании .... 352
Особенности проведения границ при тектоническом районировании
по вещественпому составу.................................... 352
Особенности выделения структурных элементов осадочной оболочки 355
Континентальные, океанические, геосинклинальные, и платформен-
ные области................................................... 355
О возможности выделения в континентальной части осадочной обо-
лочки структурных элементов, отличных от геосинклинальных и
платформенных областей и имеющих переходный илп промежуточ-
ный характер, а также переходных п промежуточных структурных
элементов в геосинклинальных областях......................... 357
О возможности выделения областей горообразования в качестве струк-
турных элементов осадочной оболочки наряду с геосинклинальными
п платформенными областями ................................... 358
Выделение структурных элементов и тектонических форм в пределах
геосинклинальных и платформенных областей ................... 360
Структурные этажи ............................................ 361
Разделение геосинклинальных и платформенных областей по воз-
расту. Древние и молодые платформы .......................... 362
О возможности разделения платформенных областей по степени устой-
чивости ..................................................... 365
Области геосинклинального строения ......................... . 366
014
Стр.
Геосинклинальные области, пояса и системы................... .367
Геосинклинали и геоантиклинали ........................... 369
Структурные элементы верхнего структурного этажа геоспнклниа.тв-
иых областей ................................................. 373
Срединные массивы ... . .............................. 375
Вулканические пояса .................................... ..... 380
Эпикратонные геосинклинальные области ............... 381
Представления о развитии геосинклинальных областей ............ 383
Особенности геосинклинального развития в различные этапы геологиче-
ской истории Земли .......................................... 399
Древнейшие геосинклинальные системы, составляющие фундаменты
древних платформ ............................................. 399
Протерозойские и палеозойские геосинклинальные системы вне тер-
риторий древних платформ ..................................... 406
Основные различия протерозойско-палеозойских и альпийских гео-
синклинальных областей ........................................ 408
Современные геосинклинальные области.......................... 409
Платформенные области ............................................. 410
Древние платформы как структурные элементы осадочной оболочки.
Границы платформ ........................................... 41 о
Фундаменты древних платформ. Особенности их становления .... 410
Строение поверхности фундамента древних платформ. Щиты и плиты 411
Генетические и морфологические отличия молодых платформ от древ-
них платформ ................................................. 414
Основные тектонические формы в чехлах платформ . ...... 417
Авлакогены ............................................... 421
Краевые прогибы л краевые системы ........................... 424
Некоторые особенности развития чехлов платформ . . . . 428
Внутриконтинентальные впадины и сводовые (эвгимнпческие) поднятия 432
Заключение ......................... . . . . . 439
Гласа VIII
Представления о направлении развития структуры осадочной оболочки 442
Обзор существующих представлений . . .................. . 444
Развитие основных концепций ................................ 444
Представление о разрастании платформ как общей, прерываемой реге-
нерациями, тенденции развития структуры осадочной оболочки в пре-
делах континентов ........................................... 447
Представления о распаде платформ и новообразовании геосинклина-
лей, как ведущей тенденции в формировании структуры осадочной
оболочки .................................................... 451
Представления о переработке осадочной оболочки океанического типа
в осадочную оболочку континентального тппа (континенталпзацип)
как ведущем факторе развития структуры осадочной оболочки . . 453
Представления о «континенталпзацип» и «океанизации» как о сочета-
ющихся тенденциях в развитии структуры осадочной оболочки 457
------------------------------------------------------------------615
Все о геологии
http://geo.web.ru/
Стр.
О соотношении континентального и океанического типов осадочной
оболочки ....................................................... 462
О возможной природе осадочной оболочки океанического типа . . . 462
О возможности преобразования осадочной оболочки океанического
типа ......................................................... 466
О тектоническом положении островных систем ................... 467
Г л а в а IX
:Воиросы динамической тектоники .................................. 475
Непосредственно наблюдаемые (современные) движения земной поверх-
ности .......................................................... 476
Общие соображения о современных движениях..................... 476
Вековые движения и осложняющие их локальные аномалии .... 479
Сейсмогенные движения ................................. . . 487
Молодые тектонические движения, создавшие основные черты совре-
менного рельефа ................................................ 492
Реконструкция тектонических движении геологического прошлого . . 499
Тектонические движения и тектоническая структура ............. 499
Анализ мощностей и фаций .................................... 501
Объемный метод .............................................. 509
Глубинные движения .................................. . . 511
Кинематическая характеристика глубинных движений - . . . 512
Трансгрессии и регрессии ..................................... 515
Дислокационные проявления глубинных движений . . . . 516
О терминологии тектонических движений .......................... 520
•О темпе и периодичности тектонических движений геологического
прошлого ....................................................... 525
О катастрофических фазах складчатости ........................ 525
О тектонической фазе как о сложном п длительном геологическом
процессе ..................................................... 529
Проблема повсеместного или регионального распространения текто-
нических фаз ................................................. 534
О причинах тектонических движений .................... . . 538
Связь поверхностных и глубинных тектонических процессов. Возмож-
ность космических воздействий на тектонические процессы . . 538
Земная кора. Пограничные процессы ..................... . . а39
Проницаемость земной коры .................................... 542
Внутримантийные процессы ..................................... 545
Конвекционные токи в мантии ... 547
Дрейф континентов .............................. . . 548
Внутрикоровые процессы . . 551
Изостазия .............. .... .......... 552
-Заключение . . .... .............. 558
Литература . . .... . . 560
Указатель тектонических терминов ......................... . . 601
♦616 -----------------------------------------------------------------
Все о геологии
http://geo.web.ru/