Палеонтологические методы определения возраста горных пород
В основе палеонтологических методов лежит закон о необратимости эволюции органического мира, т. е. органический мир Земли непрерывно менялся и каждому отрезку геологического времени отвечают свои характерные только для него растения и животные. Организм никогда не сможет вернуться к предковому состоянию, даже если он окажется в обстановке, близкой к условиям обитания предков. Для определения геологического относительного возраста при помощи биостратиграфии используются методы: руководящих ископаемых, комплексного анализа, количественный (процентно-статистический), филогенетический, палеоэкологический.
46.Предмет палеонтологии. Палеонтология – наука, изучающая органический мир прошлых геологических эпох и закономерности его исторического развития в тесной связи с изучением истории развития Земли. Большинство представителей животного и растительного мира прошлого можно найти только в ископаемом состоянии, это так называемые окаменелости, или ископаемые, отсюда, палеонтология – это наука об ископаемых. Слово палеонтологияв переводе с греческого означает учение о древних организмах (греч. palaios – древний, ontos – существо, logos – учение). Ископаемые остатки животных и растений сохраняются в осадочных породах в виде скелетов или их частей, раковин, отпечатков тканей и органов, следов ползания, хождения, сверления, зарывания, обугленных или окаменелых остатков растений, споры, пыльца, плоды и т. д. Все эти окаменелости являются своеобразным архивом прошлой жизни, летописью событий, происходивших на Земле в течение многих миллионов лет. В настоящее время насчитывается около 1 500 000 видов животных и растений, но в ископаемом состоянии сохраняется только весьма незначительная часть.
Задачей палеонтологии является восстановление всей картины развития вымершего органического мира по любым остаткам организма. На геологических картах поверхность континентов раскрашена различными цветами, что связано с их различной возрастной принадлежностью. Породам каждого возраста на картах придаётся определённый цвет, а на их относительный возраст указывают, в основном, ископаемые остатки. Недаром палеонтологию называют «служанкой геологии» (А. А. Борисяк), а «стержнем геологии является геохронология» (Б. С. Соколов) Хотя палеонтологическая летопись не полна и не совершенна, тем не менее, она служит единственным источником наших знаний о событиях, происходивших на земле в течение многих миллионов лет.
Палеонтология связана с зоологией и ботаникой, изучающими морфологию, анатомию современных организмов, их родственные связи и взаимоотношения между собой и с окружающей средой, а также проблемы видообразования и эволюционного развития.
Палеонтология тесно вязана с геологическими науками, в первую очередь с биостратиграфией, исторической геологией, литологией, поскольку изучение органических остатков, заключённых в осадочных породах, с одной стороны – позволяет выяснять их происхождение, например, морские или континентальные осадки. С другой – восстанавливать биономические зоны моря, намечать очертания древних материков и океанов, изучать геологическую историю регионов, восстанавливать картины жизни прошлых геологических эпох. Одной из главных задач палеонтологии является использование ископаемых остатков для выяснения относительного возраста изучаемых слоев в регионах, часто удалённых друг от друга на большие расстояния. Ещё одной важной задачей палеонтологии является восстановление условий, в которых происходило образование тех или иных полезных ископаемых и вмещающих их пород, что позволяет целенаправленно вести их поиски и разведку.
Палеонтология, по определению Р. Ф. Геккера (1957), занимается изучением взаимоотношений между миром организмов геологического прошлого и средой их обитания. Палеонтология состоит из двух крупных разделов: палеозоологии и палеоботаники.
Значение Палеонтология в системе наук о Земле не менее велико. Геология стала подлинно исторической наукой о Земле только с возникновением стратиграфии на рубеже 18 и 19 вв., когда был найден способ определения относительной хронологии геологических образований по ископаемым остаткам организмов (руководящие ископаемые) и возникла объективная возможность геологического картирования не типов горных пород по их петрографическим признакам, а возрастных подразделений слоистой оболочки земной коры. Стратиграфическая корреляция, по данным Палеонтология и вспомогательным данным изотопной хронометрии и др. физических методов сопоставления древних отложений, лежит в основе успехов геологии. Коренное значение для внедрения Палеонтология в стратиграфическую геологию имело эволюционное учение, опиравшееся на теорию естественного отбора, концепцию необратимости эволюционного процесса; сама геология такой теории не имела. Французский палеонтолог и геолог А. Оппель, изучавший юрские отложения Центральной Европы, впервые предложил зональный палеонтологический метод сопоставления отложений, и, хотя зональная стратиграфия не получила быстрого распространения на всю стратиграфическую шкалу, эта идея Палеонтология стала ведущей во всём дальнейшем совершенствовании общей стратиграфической шкалы и в региональной стратиграфической корреляции. Отсюда берёт своё начало научная биостратиграфия, хотя сам термин был предложен бельгийским палеонтологом Долло лишь в 1909. Палеонтология внесла в геологию свой метод отсчёта времени (биохронология), и современная так называемая хроностратиграфическая шкала, строго говоря, является шкалой биостратиграфической. Палеонтологический метод оказался наиболее универсальным как для обоснования самих стратиграфических подразделений и выявления коррелятивных особенностей их биологической характеристики (периодичность или этапность развития органического мира), так и для конкретной типизации (стандартизации) биостратиграфических границ, что стало важнейшей международной задачей стратиграфии. Экологический контроль оказывает всё возрастающее влияние на палеонтологический метод в региональной стратиграфии, а биогеографический — на межрегиональную и планетарную корреляцию отложений. При этом выявляется теснейшая связь Палеонтология с учением об осадочных фациях (само определение последних невозможно без данных Палеонтология), с литологией и седиментологией вообще, геохимией и биогеохимией осадочных пород. Данные Палеонтология играют важнейшую роль во всех палеогеографических реконструкциях, в том числе и палеоклиматологических (выявление сезонности и климатической зональности по данным скелетных структур животных, палеодендрологии, географии древних организмов и т.п.). Литолого-фациальные карты, наряду с их огромным значением в исторической геологии, становятся всё более важными и для прогноза поисково-разведочных работ на уголь, нефть, газ, бокситы, соли, фосфориты и др. полезные ископаемые. При этом остаётся важной породообразующая роль самих древних организмов (многие типы карбонатных и кремнистых пород, залежи различных каустобиолитов, проявление фосфатности и различной минерализации, связанной либо прямо с первичным физиологическим химизмом древних организмов, либо с последующими адсорбционными процессами в органогенных скоплениях). Органический мир древних эпох и его непосредственное участие в ведущих процессах биосферы создали главный энергетический потенциал Земли. Связь Палеонтология с геологией нерасторжима не только потому, что последняя является главным поставщиком палеонтологического материала и фактической информации об условиях среды обитания в различные периоды (а без этого невозможно развитие Палеонтология, так же как и неонтологии), но и потому, что геология пока остаётся и главным потребителем результатов палеонтологических исследований, ставя перед ними всё более новые и сложные задачи, требующие освоения современной биологии и геологической теории.
51Структуры земной коры и литосферы
Выше уже отмечалось (см. 2.4), что использование термина «структура» («тектоническая
структура») применительно к структурным элементам земной коры не вполне корректно,
но оно настолько давно и прочно вошло в повседневную практику, что отказаться от него
теперь вряд ли возможно. Обычно под тектоническими структурами понимают отдельные
структурные формы или совокупности структурных форм какого-либо участка земной
коры, определяющие его геологическое строение. Наиболее существенными признаками,
по которым систематизируют тектонические структуры, являются их масштаб и
морфология.
Переходя к рассмотрению основных структурных элементов земной коры и литосферы,
необходимо подчеркнуть, что единства в этом вопросе нет и существуют разные подходы
к выделению крупнейших структурных единиц, приводящие к разным результатам.
Поскольку мы рассматриваем понятия и термины, используемые при характеристике
статических геологических систем, наиболее естественно считать, что такими единицами
являются континентальные массивы и впадины океанов, резко различающиеся по составу,
строению и мощности земной коры и литосферы.
Области сочленения континентов и океанических впадин характеризуются переходным
типом строения земной коры и нередко выделяются в качестве самостоятельных
структурных элементов — переходных зон или континентальных окраин. Однако,
поскольку непосредственных структурных связей таких зон, представляющих собой части
современных подвижных поясов, с океаническими котловинами нигде не наблюдается, в
то время как они прямо переходят в материковые складчатые сооружения [63], логично
выделять всего два главных типа структур: континенты и их окраины с одной стороны и
впадины океанов — с другой.
Континенты и их окраины включают области с преимущественно континентальным и
частично переходным типом строения земной коры. В их состав входят не только
обширные участки континентов, возвышающиеся над уровнем моря, но и их края,
опущенные до глубин 200—500м и покрытые водами морей и океанов (континентальные
шельфы), а также окраины континентов с резко расчлененным подводным и надводным
рельефом. В разрезе континентальной коры обычно выделяются следующие
геофизические слои (сверху вниз): осадочный, гранитно-метаморфический («гранитный»)
и гранулит-базитовый («базальтовый») мощностью до 50-70 км (см. 2.2.1. Геофизические
слои земной коры). В пределах переходных зон на окраинах континентов происходит
выклинивание гранитно-метаморфического слоя и общее уменьшение мощности земной
коры. Мощность литосферы достигает под континентами 200-400 км, а под щитами
древних платформ, возможно, и более.
Впадины океанов включают области с преимущественно океаническим типом строения
земной коры. Большинство исследователей придержидается мнения, что земная кора
океанического типа принципиально отличается от земной коры континентов. Главной ее
особенностью является сравнительно небольшая толщина: раздел Мохоровичича занимает
относительно высокое гипсометрическое положение и общая мощность коры колеблется в
пределах от 5 до 15 км, реже до 20-25 км. В разрезе океанической коры обычно
выделяются 3 геофизических слоя, которые называют «первым», «вторым», и «третьим»
(см. 2.2.1. Геофизические слои земной коры). Общая мощность литосферы под впадинами
океанов составляет 50-100 км.2
Литосферные плиты. Сторонники неомобилистской концепции «тектоники плит» в
качестве основных структурных элементов литосферы выделяют литосферные плиты —
крупные (реже относительно небольшие) жесткие блоки литосферы, ограниченные зонами
максимальной современной сейсмической активности. Литосферные плиты не обладают
внутренним структурно-вещественным единством и нередко состоят из столь
разнородных частей, как континентальные массивы и участки океанических впадин.
Единственное, что их объединяет, - это предполагаемая общность направления
горизонтального перемещения плит от зон растяжения к зонам сжатия вдоль зон
трансформных разломов. Следовательно, понятие «литосферная плита» относится скорее
не к статическим, а к динамическим геологическим системам и, строго говоря, должно
рассматриваться в другом разделе данной работы. Тем не менее, мы условно
рассматриваем его здесь, поскольку деление литосферы на плиты часто (но не вполне
корректно) предлагается, как альтернатива ее делению на континентальные массивы и
впадины океанов.
Помимо первоначально выделенных 6-7 крупных литосферных плит (Евразийской,
Африканской, Северо- и Южно-Американских, Австралийской или Индостанской,
Тихоокеанской и Антарктической), в настоящее время выделяют большое количество
малых плит или микроплит, двигающихся самостоятельно.3
Геоблоки — это глыбовые элементы литосферы или тектоносферы, характеризующие их
делимость на крупные (площадью 1—5 млн км2
) структуры, обладающие характерными
чертами литогенеза, магматизма и метаморфизма и соответствующим набором
минерагенических областей [30]. Геоблоки сопоставляются с выделенными геофизиками
коромантийными блоками. Делимость верхних оболочек Земли на геоблоки не
противоречит их разделению на континентальные массивы и впадины океанов, по
отношению к которым геоблоки выступают, как структурные элементы низших порядков.
Для геоблоков характерно длительное унаследованное формирование, предопределенное
неразрывной связью процессов, происходящих в земной коре с процессами в мантии и
определяющее геологическую и минерагеническую специфику каждого геоблока.
Структуры континентов и их окраин
Крупнейшими структурными элементами земной коры материков и их окраин являются
древние (дорифейские) платформы с архейско-нижнепротерозойским складчатым
фундаментом (кратоны) и подвижные (складчатые) пояса неогея, отдельные участки
которых претерпели главную складчатость в позднем протерозое, палеозое, мезозое или
кайнозое. Термин платформа в широком смысле слова используется для блоков земной
коры, обладающих двухэтажным строением. Нижний структурный этаж, образованный
дислоцированными комплексами осадочных, магматических и метаморфических пород,
называют складчатым фундаментом, а верхний этаж, сложенный горизонтально
залегающими отложениями — осадочным чехлом. В зависимости от возраста складчатого
фундамента различают древние и молодые платформы.
Древние платформы (кратоны) - крупные блоки континентальной земной коры,
обладающие архейско-нижнепротерозойским складчатым («кристаллическим»)
фундаментом и осадочным чехлом, образованным верхнепротерозойскими,
палеозойскими, мезозойскими и кайнозойскими отложениями. Это наиболее устойчивые и 4
относительно малоподвижные глыбы в составе материков. Всего выделено [39] около
полутора десятков древних платформ, крупнейшими из которых являются Восточно-
Европейская, Сибирская, Китайско-Корейская, Южно-Китайская, Таримская,
Индостанская, Австралийская, Северо-Африканская, Южно-Африканская, Северо-
Американская, Южно-Американская, Восточно-Бразильская, Антарктическая. Главными
структурными элементами древних платформ являются щиты и плиты.
Щиты — это наиболее крупные положительные (относительно приподнятые), как
правило изометричные в плане, структурные элементы древних платформ, в которых на
поверхность выходит дорифейский кристаллический фундамент, а осадочный чехол
практически отсутствует или имеет ничтожную мощность. В пределах щитов литосфера
имеет по данным сейсмической томографии максимальную (до 200-400 км) толщину,
образуя выступающие вниз «корни материков».
Архейско-нижнепротерозойские структуры фундамента, выступающие на щитах (а также
скрытые под осадочным чехлом смежных плит), существенно отличаются от более
молодых складчатых структур неогея. Существуют разные способы типизации этих
структур в зависимости от возраста, состава и структурных особенностей слагающих их
комплексов. На обзорных тектонических картах и схемах в пределах щитов обычно
выделяют раннеархейские блоки и позднеархейско-раннепротерозойские складчатые
зоны.
Раннеархейские («беломорские») блоки угловатой изометричной формы представляют
собой участки наиболее ранней консолидации, относительно слабо переработанные
последующими процессами - протократоны. В пределах этих блоков выделяют
многочисленные гранитогнейсовые купола (см. ниже) и разделяющие их межкупольные
зоны. Присутствующие на отдельных участках этих блоков более молодые
верхнеархейско-нижнепротерозойские сравнительно слабо деформированные образования
слагают протоплатформенный чехол массивов и образуют наложенные прогибы и другие
структуры. Позднеархейско-раннепротерозойские («карельские») складчатые зоны
представляют собой полосы распространения сложно дислоцированных толщ
соответствующего возраста, разделяющие раннеархейские блоки и состоящие из систем
линейных структур синклинорного и антиклинорного типов. Некоторые исследователи
называют такие складчатые зоны протогеосинклинальными.
При другом способе типизации структур фундамента древних платформ, основанном на
их формационных и морфологических особенностях, в пределах щитов выделяют гранит-
зеленокаменные и гранулито-гнейсовые области.
Гранит-зеленокаменные области — это крупные изометричные или овальные в плане
структуры площадью до сотен тысяч квадратных километров, представляющие собой
системы зеленокаменных поясов и гранитогнейсовых куполов.
Зеленокаменные пояса представляют собой протяженные зоны распространения
относительно слабо метаморфизованных зеленокаменно измененных вулканитов
преимущественно основного состава и осадочных пород (в том числе железистых
кварцитов). Выделяют несколько генераций архейских зеленокаменных поясов. Среди
более молодых образований они встречаются редко. В нижней части разреза преобладают
основные лавы типа толеитовых базальтов, присутствуют ультраосновные
высокомагнезиальные эффузивы (коматииты). Выше преобладают вулканические породы
среднего и кислого состава, в верхах увеличивается содержание обломочных пород [62].
Гранитогнейсовые купола — это обычно довольно крупные (до сотен километров в
поперечнике) и в общем пологие поднятия, образованные гранитогнейсами. В их ядре
залегают граниты анатектического происхождения (анатексис — ультраметаморфический
процесс, ведущий к расплавлению твердых горных пород и их превращению в магму), а
по периферии куполов развиты метаморфические сланцы убывающей степени
метаморфизма. Комплекс таких сланцев во многих случаях отделен от гранитогнейсового
ядра поверхностью первичного несогласия [62].5
Гранулито-гнейсовые области отличает от гранит-зеленокаменных областей интенсивный
метаморфизм от амфиболитовой до гранулитовой ступеней. По мнению ряда
исследователей, их следует рассматривать, как глубоко эродированные корневые части
гранит-зеленокаменных областей [52]. Впрочем, известны и совсем иные представления о
гранулито-гнейсовых областях («поясах»), как о буферных зонах, смежных с гранит —
зеленокаменными областями [58].
Щитам (выступам фундамента платформ) противопоставляются плиты — наиболее
крупные отрицательные структурные элементы платформ, в пределах которых фундамент
повсеместно перекрыт осадочным чехлом. В зависимости от глубины залегания
фундамента (от мощности осадочного чехла) и особенностей морфологии в составе плит
выделяются синеклизы, антеклизы, перикратонные прогибы, авлакогены, а также более
мелкие структурные элементы.
Синеклизы представляют собой крупные пологие изометричные или слегка
вытянутые отрицательные структуры в пределах плит, ограниченные смежными щитами,
антеклизами и тектоническими седловинами. Поперечные размеры синеклиз достигают
нескольких сотен километров, углы наклона крыльев, как правило, менее 1°. Глубина
залегания фундамента в центральных частях синеклиз до 3-5 км. Антеклизы — крупные
положительные изометричные или слабо удлиненные платформенные структуры по
размерам сопоставимые с синеклизами. Глубина залегания фундамента в сводовых частях
не превышает 1-2 км, на отдельных небольших участках фундамент может выходить на
поверхность. Углы наклона слоев на крыльях антеклиз редко превышают 1-2°.
Перикратонные прогибы — это крупные асимметричные прогибы (аналоги
синеклиз), протягивающиеся вдоль краев древних платформ на несколько сотен
километров. Глубина залегания фундамента и мощность осадочного чехла возрастают по
направлению к границам платформы и могут превышать 4-5 км. Наклон слоев на
внутренних (обращенных к платформе) крыльях обычно не более 1-2°. Со стороны
внутренних частей платформы перикратонные прогибы ограничены антеклизами, а со
стороны смежных складчатых областей — крутыми взбросами, местами переходящими в
чешуйчатые надвиги. В отличие от наложенных на них краевых прогибов (см. ниже),
ограниченных растущими горными поднятиями, перикратонные прогибы в период
заполнения осадками граничили с еще более глубокими прогибами подвижных областей.
Авлакогены представляют собой крупные отрицательные протяженные (до
нескольких сотен километров) и относительно узкие (десятки километров) прогибы,
ограниченные разломами и выполненные мощными толщами осадков, а нередко и
вулканических пород (базальтов повышенной щелочности) мощностью до 10-12 км, что
сближает их со структурами рифтового типа. Перерождение авлакогенов в синеклизы —
закономерное явление и можно утверждать, что в основании большей части синеклиз
располагаются авлакогены («правило Шатского») [62].
Среди более мелких структур древних платформ следует упомянуть прогибы и
впадины разных порядков, грабены, горсты, своды, тектонические седловины, валы,
соляные купола и др. Многие из перечисленных терминов относятся к структурам,
встречающимся не только на древних, но и на молодых платформах, а также в складчатых
областях.
Прогиб и впадина — термины свободного пользования, относящиеся к
разномасштабным опущенным и прогнутым участкам земной коры, выполненным
осадочными, вулканогенно-осадочными или вулканическими толщами. Термин «прогиб»
используется преимущественно для удлиненных структур, в то время как термин
«впадина» — в основном для изометричных или брахиформных (соотношение ширины и
длины менее 1:3) структур [ГС].
Грабен — линейно вытянутая структура, образованная системой параллельных
сбросов или реже взбросов, центральная часть которой является ступенчато опущенной.
Выделяют грабены простые, образованные двумя разломами, и сложные, в строении 6
которых участвует много разломов. По происхождению различают грабены наложенные,
образовавшиеся после накопления заполняющих их отложений, и сингенетичные,
формирование которых происходило одновременно с осадконакоплением. По размерам
грабены бывают самыми разными. Наиболее крупные сложно построенные
грабенообразные структуры протяженностью до нескольких сотен километров
представляют собой самостоятельные структурные элементы материковой и океанической
земной коры и выделяются под названием рифтов, тафрогенов, авла-когенов.
Горст — структура, центральная часть которой ограничена сбросами или
взбросами и приподнята по отношению к смежным участкам земной коры. В плане горсты
имеют вытянутую, реже изометрич-ную форму. Как и грабены, горсты бывают простыми
и сложными, наложенными и сингенетичными. Размеры горстов чаще небольшие, но
известны и крупные структуры такого типа, протяженность которых достигает десятков
километров, а амплитуда — первых тысяч метров.
Свод — сравнительно крупная положительная платформенная структура округлой
или овальной в плане формы с пологими (до 1°) склонами [ГС].
Седловина тектоническая — тектоническая форма, расположенная на стыке
положительных и отрицательных структур и имеющая вид седла. Взаимно
перпендикулярные разрезы седловины имеют разную форму: если одно сечение выглядит
как пологая синклиналь, то в поперечном к нему сечении слои образуют антиклинальный
перегиб.
Вал — вытянутая положительная платформенная структура длиной десятки (до
первых сотен) км. Часто валы объединяют ряд локальных поднятий (плакантиклиналей).
На плитах древних платформ валы, как правило, ограничены флексурами, часто
отвечающими разрывам на глубине.
Купол соляной — структура, приуроченная к крупным платформенным прогибам,
связанная с проявлениями соляной тектоники. Соляные купола состоят из соляного
массива (штока) и надсолевой структуры, образованной куполообразно поднятыми над
ядром слоями горных пород, обычно разорванными сбросами. К соляным куполам часто
приурочены месторождения нефти и газа [ГС].
Древним платформам противопоставляются складчатые (подвижные) пояса неогея.
Это второй тип крупнейших структурных элементов континентов и их окраин,
выделявшийся ранее под названием «геосинклинальные складчатые пояса» [39].
Складчатые (подвижные) пояса полностью заполняют промежутки между
древними платформами или отделяют их от впадин океанов. Они представляют собой
совокупность разновозрастных позднепротерозойских и более молодых складчатых
областей, формировавшихся в течение отрезка геологической истории, который Г.
Штилле называл неогеем [71]. В состав некоторых поясов включаются также современные
подвижные (геосинклинальные) области. К крупнейшим складчатым поясам относятся
Урало-Монгольский, Северо-Атлантический, Средиземноморский, Тихоокеанский и
Арктический. При тектоническом районировании складчатые пояса подразделяются на
разновозрастные складчатые области, а последние, в свою очередь, - на складчатые
системы, состоящие из более мелких структурных единиц.
Складчатые области — крупные участки, входящие в состав складчатых поясов и
представляющие собой сложные складчатые, складчато-глыбовые или покровно-
складчатые сооружения, сформировавшиеся на месте резко дифференцированных
подвижных областей геологического прошлого. Складчатые области различаются между
собой по времени образования составляющих их структурных форм, которое
устанавливается по соотношению степени дислоцированности разных структурных
этажей и характеру слагающих эти этажи геологических формаций.
На обзорных тектонических картах в составе складчатых поясов неогея обычно
выделяют разновозрастные складчатые области, основные структуры которых
(антиклинории, синклинории и пр. — см. ниже) сформировались в позднем протерозое 7
(рифейские, байкальские), в середине кембрия (салаирские, раннекаледонские), в раннем
палеозое (каледонские), в середине карбона (герцинские или варисцийские), в мезозое (в
середине триаса — индосинийские, перед поздней юрой — киммерийские, в конце мела -
ларамийские), в конце палеогена — начале неогена (альпийские), в середине миоцена
(кайнозойские). Отдельные участки подвижных поясов, в которых формирование
основных складчатых структур еще не завершилось, рассматриваются многими
исследователями, как современные подвижные (геосинклинальны, области.
В некоторых научных работах и учебных пособиях в качестве складчатых областей
выделяются крупные регионы, обладающие географическим единством, но включающие
разновозрастные складчатые сооружения (например, Алтае-Саянская и Байкальская
«складчатые области»). Во избежание неоднозначного употребления терминов, такие
регионы лучше называть горными областями (Алтае-Саянская и Байкальская горные
области).
Складчатые системы — это части складчатых областей, различающиеся между
собой особенностями строения (морфологией и ориентировкой тектонических структур,
составом слагающих их формаций, количеством структурных этажей и т. п.). Они состоят
из более мелких структурных единиц — синклинориев, антиклинориев, тектонических
покровов и блоков, обладающих определенным единством, что и позволяет объединять их
в одну систему. Мы рекомендуем использовать термин «складчатая система» именно в
этом смысле, т. е. как структурную единицу более мелкого порядка по сравнению со
складчатой областью, хотя нередко понятия «складчатая система» и «складчатая область»
рассматриваются как синонимы [ГС]. Складчатые системы обычно разделяются
срединными массивами или крупными глубинными разломами.
Срединные массивы представляют собой устойчивые складчато-глыбовые
участки земной коры, являющиеся крупными фрагментами основания, на котором
заложились подвижные (геосинклинальные) системы данной области. Они располагаются
обычно внутри подвижных областей, лишь частично вовлекаясь в их развитие. От
смежных ветвей складчатой области срединные массивы часто отделяются глубинными
разломами. Существует известная условность термина, так как такие массивы могут
располагаться не только в середине, но и на периферии подвижной области [ГС].
Глубинные разломы — это зоны подвижного сочленения крупных блоков
литосферы, характеризующиеся большой глубиной заложения, протяженностью до
многих сотен и тысяч км и длительностью развития. В отличие от разрывных нарушений
(даже очень крупных), которые лишь осложняют сформированные тектонические
структуры, глубинные разломы являются важнейшими структурными элементами
подвижных областей в течение всей их истории и влияют на особенности
осадконакоплеиия, магматизма и металлогении. Большая глубина заложения этих
структур наиболее объективно устанавливается по данным глубинного сейсмического
зондирования и по присутствию основных и ультраосновных магматических пород.
Длительность развития выявляется по резким различиям в составе и мощности
геологических формаций по обе стороны глубинного разлома. С современных позиций
термин «разлом» является не самым удачным для структур такого типа и, возможно,
правильнее говорить о глубинных швах.
К крупным глубинным разломам (глубинным швам) нередко бывают приурочены
краевые (окраинные) вулканические пояса. К вулканическим поясам относятся
сравнительно узкие зоны развития наземных вулканических извержений,
протягивающиеся на первые тысячи километров при ширине не более 100—200 км. Они в
ряде случаев занимают промежуточное положение между областями разновозрастной
складчатости, располагаясь на более древних складчатых сооружениях и обрамляя более
молодые складчатые системы. Вулканические пояса образованы мощными сериями
продуктов наземной вулканической деятельности смешанного состава, часто
перемежающимися с молассовыми накоплениями. Отмечается закономерная связь с 8
вулканическими поясами гранитоидных интрузий с образованием характерной вулкано-
плутонической ассоциации [5].
Глубинные разломы группируются в несколько закономерно ориентированных
относительно оси вращения Земли систем, образующих в совокупности регматическую
сеть. Чаще всего выделяют три системы разломов: ортогональную и две диагональных с
угловым расстоянием около 30°. Некоторые исследователи выделяют всего две системы:
ортогональную и диагональную, допуская значительные колебания простираний
образующих их разломов.
Линеаменты — линейные или дугообразные структурные элементы планетарного
значения, как правило связанные с глубинными разломами, выраженные в рельефе,
хорошо выделяющиеся на космических и аэрофотоснимках и даже на топографических
каргах.
В пределах складчатых областей и систем выделяется несколько основных
структурных этажей (или комплексов), количество которых не всегда одинаково. Нижний
этаж — это основание, или фундамент, на котором залегает складчатый комплекс
данной области. Выходы этого этажа на поверхность могут быть приурочены к отдельным
поло жительным структурным элементам, либо вообще отсутствовать. Этот древнейший
структурный этаж представляет собой комплекс основания складчатой области [39].
Второй снизу этаж образован комплексом сложно дислоцированных разнообразных
геологических формаций, резко изменчивых по составу и мощности, слагающих
разнопорядковые линейные складчатые структуры, осложненные многочисленными
разрывными нарушениями. Он составляет большую часть объема складчатых областей и
представляет собой собственно складчатый комплекс, или складчатый геосинклинальный
комплекс, который может быть разделен на несколько структурных этажей второго
порядка. В регионально-геологических описаниях он обычно выделяется под названием
геосинклинальный, или главный геосинклинальный комплекс, поскольку считается, что
именно такие комплексы геологических формаций и сложенных ими тектонических
структур образуются в результате геосинклинального процесса [39 и др].
Третий снизу структурный этаж складчатых областей существенно отличается от
подстилающего его складчатого геосинклинального комплекса как по набору
геологических формаций, так и по характеру образованных ими тектонических структур.
Это молассовый комплекс [39], сложенный, как правило, толщами обломочных,
вулканических и вулканогенно-осадочных континентальных, лагунных, реже морских
отложений, заполняющими изометричные или относительно слабо удлиненные впадины.
Поскольку формирование подобных комплексов по мнению большинства исследователей
тесно связано с ростом гор, вместо термина «молассовый комплекс» часто используется
термин «орогенный комплекс», являющийся его синонимом.
В некоторых случаях молассовый или подстилающий его складчатый
геосинклинальный комплекс могут быть перекрыты четвертым структурным этажом,
представленным относительно полого залегающими, выдержанными по составу и
мощности отложениями, образующими осадочный чехол молодой платформы. Нередко
в складчатых областях присутствуют и еще более молодые структурные этажи,
образованные комплексами молассового типа, заполняющими наложенные впадины.
Такие комплексы, связанные с процессами тектонической активизации сформированных
складчатых областей, можно называть вторичными молассовыми или вторичными
орогенными (дейтероорогенными) [6].
Ассоциации геологических формаций, слагающие разные структурные этажи
складчатых областей, характеризуются разными наборами (парагенезами) тектонических
структур. Складчатые геосинклинальные комплексы образуют системы линейных
синклинориев, антиклинориев, чешуйчато-надвиговьгх зон («моноклинориев»),
разнотипных тектонических покровов, массивов и т. п. Для молассовых (орогенных) 9
комплексов характерны межгорные впадины, краевые прогибы и разделяющие их горные
поднятия (мегантиклинории), осложненные более мелкими структурами.
Синклинорий — крупная линейная складчатая структура протяженностью от
нескольких десятков до нескольких сотен км, осложненная более мелкими складками и
разрывами разных порядков и имеющая общее синклинальное строение (т. е. осевая часть
синклинория сложена более молодыми толщами по сравнению с его крыльями).
Мегасинклинорий — сложная складчатая структура, объединяющая группу синклинориев
низшего порядка таким образом, что зеркало складчатости занимает наиболее низкое
положение примерно в осевой зоне [ГС]. В связи с недоработанностью тектонической
терминологии, критерии для различения однотипных, но разноранговых структур не
вполне определенны, субъективны, и нередко одна и та же структура описывается в
разных работах то как синклинорий, то как мегасинклинорий.
Антиклинорий - крупная линейная складчатая структура протяженностью от
нескольких десятков до нескольких сотен км, осложненная более мелкими складками и
разрывами разных порядков и имеющая общее антиклинальное строение (т. е. осевая
часть антиклинория сложена более древними толщами по сравнению с его крыльями).
Моноклинорий — сравнительно редко используемый термин, относящийся к
протяженным чешуйчато-надвитовым зонам, образованным складчатым комплексом, в
пределах которых преобладает моноклинальное залегание толщ, осложненное
многочисленными крутыми и пологими надвигами и отдельными складками.
Покров тектонический — сложно построенное геологическое тело, Имеющее
значительные горизонтальные размеры при сравнительно небольшой толщине,
ограниченное снизу полого волнистой поверхностью смещения, амплитуда которого
может достигать нескольких десятков или, возможно, даже первых сотен км. Покров
бывает смят в складки как независимо от своего основания (автохтона), так и совместно с
ним. Обычно его слагают более древние образования, чем подстилающий автохтон, но
бывают и обратные соотношения. Существуют предложения по наименованию
разнотипных покровов в соответствии с их внутренним строением: покров-синклиналь,
покров-антиклиналь, покров-синклинорий и т. п. [37].
Массив (тектонический) — сравнительно небольшой тектонический блок внутри
складчатой системы, как правило, приподнятый, с выходами комплекса основания или
нижней части складчатого геосинклинального комплекса. В отличие от антиклинория,
характеризуется изометричной или слабо удлиненной формой в плане.
Межгорные впадины представляют собой конседиментационные (т. е.
формирующиеся одновременно с осадконакоплением) тектонические депрессии размером
от нескольких десятков до 200-400 км, возникающие в эпохи горообразовательных
движений на консолидированном основании складчатых систем и срединных массивов. В
основании толщ, заполняющих межгорные впадины, обычно отмечается существенное
структурное несогласие, но в некоторых случаях оно может отсутствовать. Межгорные
впадины заполнены специфическими формациями, важнейшими из которых являются
молассовые (угленосные, соленосные, вулканогенные и др.). Деформации тесно связаны с
расколами складчатого основания и проявляются в виде глыбово-складчатых структур.
Различаются изометричные (часто овальные) в плане впадины и линейные межгорные
прогибы, а также небольшие по размерам изолированные наложенные мульды, грабены и
грабен-синклинали [5].
Краевые прогибы — это линейные протяженные (обычно свыше 1 000 км)
асимметричные прогибы, приуроченные к зоне, пограничной между складчатым
сооружением и платформой и заполненные молассовым комплексом формаций. Краевые
прогибы обычно представлены цепочкой впадин, разделенных поперечными поднятиями.
Для них характерны пологое внешнее крыло, подстилаемое платформенными толщами, и
крутое внутреннее крыло, подстилаемое складчатым геосинклинальным комплексом и
осложненное надвигами [ГС]. Мегантиклинории — горные поднятия, разделяющие 10
межгорные впадины и краевые прогибы и формирующиеся одновременно с ними. К этим
поднятиям обычно бывают приурочены многочисленные массивы синорогенных
гранитоидов. В некоторых случаях сохраняются также субвулканические и вулканические
образования кислого и среднего состава, слагающие вулканические нагорья.
Те участки подвижных поясов, которые приурочены к окраинам континентов и
большая часть которых располагается ниже уровня океана, относятся к современным
подвижным зонам. Эти зоны представляют собой системы современных прогибов и
поднятий, в пределах которых на фоне резко дифференцированных тектонических
движений, сопровождаемых частыми сейсмическими толчками, продолжаются процессы
накопления осадочных и вулканогенно-осадочных толщ и активная магматическая
деятельность. Тектоническая природа таких зон, которые называют также активными
окраинами континентов (см. ниже), остается спорной. Основными их структурными
элементами являются впадины окраинных морей с земной корой океанического или
субокеанического типа, линейные прогибы (троги) окраинных глубоководных желобов и
линейные поднятия островных дуг (гряд).
Впадины окраинных морей представляют собой слабо вытянутые или
изометричные глубоководные (до 3-5 км) прогибы земной коры от 500 до 3000 км в
поперечнике, заполненные терригенными, кремнистыми, карбонатными и вулканогенно-
осадочными толщами мощностью до нескольких км. Внутреннее строение впадин,
которые могут быть разделены на конседиментационно развивающиеся структурные
элементы более мелких порядков, определяет сложное сочетание разнородных
формационных тел [7]. Маломощный гранитно-метаморфический слой присутствует лишь
в краевых частях некоторых впадин и реже — во внутренних поднятиях (банка Ямато в
Японском море). Общая мощность земной коры 8—15 км.
Прогибы окраинных глубоководных желобов — это относительно узкие (до 100
км), протяженные (до нескольких тысяч км) и очень глубокие (до 7-10 км) троги, в
большинстве случаев не компенсированные осадконакоплением. На склонах желобов,
далеко выдвинутых в океан, осадконакопление приближается к пелагическому, а вблизи
крупных островов господствует терригенная седиментация. Значительную роль играет
вулканокластический и пирокластический материал, Могут присутствовать базальты,
широко развиты кремнистые осадки и глубоководные глины, сменяющиеся в осевой части
желобов граувакковыми турбидитами. Мощности осадков изменяются от нескольких сот
до первых тысяч метров. Мощность земной коры колеблется от 8 до 13 км [7].
Поднятия островных дуг (гряд) представляют собой относительно узкие
дугообразно изогнутые или прямолинейные подводные Кордильеры протяженностью до
3-4 тысяч км, увенчанные цепочками островов, возвышающиеся над дном соседних
желобов на 9-11 км, а над уровнем океана — до 1-2, реже до 3-4 км. Острова сложены
кайнозойскими вулканическими и вулканогенно-осадочными, а также карбонатными
формациями, которые во многих случаях подстилаются древними ме-таморфизованными
и гранитизированными комплексами. Земная кора поднятий обладает повышенной по
сравнению с земной корой смежных глубоководных желобов и впадин мощностью (12—
48 км). В ее составе нередко присутствует достаточно мощный (до 20 км) гранитно-
метаморфический слой.
Впадины, прогибы и поднятия активных окраин континентов объединяются
понятием «островодужные системы», которые многими исследователями
рассматриваются, как современные аналоги (гомолога) геосинклинальных систем.
Действительно, в их морфологии и эволюции есть очень много общего. Но не следует
думать, что все геосинклинальные системы геологического прошлого были копиями
современных островодужных систем. Они были намного разнообразнее и лишь некоторые
из них на отдельных стадиях своего развития обнаруживают почти полное сходство со
структурами современных активных континентальных окраин [24].11
Древние платформы и подвижные пояса, как основные структурные элементы
земной коры континентов и их окраин, существуют с начала позднего протерозоя. Их
границы проводятся по геологическим данным и обычно не соответствуют границам
областей, различающихся по мощности и строению современной земной коры. Это
несоответствие объясняется тем, что самые характерные особенности современного
строения земной коры, устанавливаемые по геофизическим данным, обусловлены в
основном новейшими тектоническими процессами, протекавшими в неоген-четвертичное
время. Формирующиеся в результате этих процессов неотектонические структуры
накладываются как на складчатые пояса, так и на древние платформы и нередко
пересекают их границы. К наиболее крупным неотектоническим структурам материков
относятся современные орогенические пояса и глубоководные впадины внутренних
морей.
Современные орогенические пояса — это линейно вытянутые горные области с
превышением над уровнем моря 2 000 м и более. Эти пояса активного современного
горообразования характеризуются земной корой повышенной мощности (50—70 км) с
ясно выраженными «корнями гор». Повышенные значения теплового потока и
сейсмические данные свидетельствуют о том, что верхняя часть мантии под
современными орогеническими поясами разогрета и разуплотнена по сравнению с
соседними участками. К современным орогеническим поясам, как и к. островодужным
системам, приурочены районы наиболее сильных землетрясений.
Глубоководные впадины внутренних морей (с глубинами 2000 м и более)
отличаются от соседних участков материков строением земной коры. Они
характеризуются утоненной корой общей мощностью 15—25 км. Их специфическими
особенностями являются отсутствие или резкое сокращение мощности гранитно-
метаморфического слоя с сейсмическими скоростями менее 6,5 км/с, а также большая
мощность осадочного слоя (более 5—10 км). Близким строением коры обладают
платформенные впадины типа Прикаспийской. По мнению многих исследователей, в
центральных частях таких впадин происходит деструкция (разрушение) континентальной
коры (процесс ее «базификации»).
Рифты внутриконтинентальные — линейно вытянутые на несколько сот км
щелевидные или ровообразные структуры глубинного происхождения. Рифты обычно
образуют узкие зоны растяжения, характеризующиеся вулканизмом с преобладанием
основных типов щелочных пород (оливиновые базальты, пикриты и др.) с подчиненным
значением кислых. Внутри рифтов нередко прослеживаются осевые грабены, которым
соответствуют значительные гравитационные максимумы [ГС].
52 НЕСОГЛАСИЯ (По А. А. Богданову.)
Возможны два случая соотношений между породами, слагающими слоистые толщи. В первом из них каждый вышележащий слой или комплекс слоев, составляющих данный стратиграфический горизонт, без каких-либо следов перерыва в накоплении осадков налегает на подстилающие породы. Такие взаимоотношения, отражающие непрерывность процесса накопления осадка, обусловливают согласное залегание пород. Во втором случае между вышележащими и подстилающими их слоями стратиграфическая последовательность нарушается, и отложения тех или иных стратиграфических горизонтов в разрезе отсутствуют. При этом возникает несогласное залегание пород.
Появление несогласий может быть обусловлено различными причинами. Они могут явиться результатом перерыва в осадконакоплении либо возникают при тектонических перемещениях одних толщ относительно других. В первом случае несогласия называются стратиграфическими, во втором — тектоническими.
СТРАТИГРАФИЧЕСКИЕ НЕСОГЛАСИЯ
В стратиграфических несогласиях выпадение тех или иных пород из разрезов вызывается прекращением осадкообразования, т. е. сменой режима, благоприятного для накопления осадков, условиями, в которых происходит разрушение и размыв ранее образовавшихся пород. Стратиграфические несогласия по ряду различных признаков (величина угла несогласия, отчетливость выражения поверхности несогласия, площадь распространения, условия возникновения) могут быть разделены на несколько видов.
По величине угла несогласия могут быть выделены: параллельное, угловое и географическое несогласия.
Параллельное несогласие выражается перерывом слоев, залегающих параллельно. Обе серии слоев выше и ниже поверхности несогласия располагаются параллельно друг другу но они отличаются по составу пород и по заключенным в них окаменелостям.
Разграничивающая эти серии поверхность несогласия выражена очень резко. Обычно она представляет собой поверхность древней подводной эрозии или наземной денудации, сформировавшуюся в тот отрезок времени, когда происходило поднятие и процесс образования осадочных толщ был прекращен.
Угловое несогласие выражается перерывом между двумя комплексами слоев, имеющими различный угол наклона.
Поверхность несогласия, разделяя несогласно залегающие свиты, срезает под углом различные горизонты древней свиты и проходит более или менее параллельно границам между отдельными горизонтами молодой свиты. Этот признак является одним из наиболее важных для установления углового несогласия при геологическом картировании и при чтении геологических карт.
Величина угла несогласия может колебаться в очень широких пределах — от 0 до 180° и резко изменяться в различных участках.
В том случае, если угол несогласия не превышает 30°, обычно говорят о слабом угловом несогласии, при угле несогласия более 30° — о резким несогласии.
Азимутальным угловым несогласием называется такое, при котором простирания контактирующих свит не совпадают.
Таким образом, полная характеристика углового несогласия слагается из двух величин: значения угла несогласия и угловой величины азимутального несогласия.
Географическим несогласием называется угловое несогласие с углом менее 1°. Вследствие малого угла такое несогласие может быть установлено только при изучении обширных территорий. В каждом отдельном обнажении несогласно залегающие верхние свиты характеризуются налеганием на различные подстилающие стратиграфические горизонты без видимого нарушения параллельности в ориентировке поверхностей наслоения.
Скрытое несогласие. Наряду с отчетливо выраженными явными поверхностями несогласия встречаются случаи, когда точное положение поверхности несогласия установить невозможно.
По площади распространения выделяются региональные и местные несогласия.
Региональные несогласия проявляются на огромных территориях и вызываются общими для больших площадей вертикальными положительными движениями.
Местные несогласия не имеют широкого распространения и отражают движения и рост отдельных структур.
По условиям возникновения несогласия делятся на истинные, ложные и внутриформационные.
Истинные несогласия фиксируют перерывы в отложении осадков, вызванные вертикальными движениями земной коры. Такие несогласия формируются в более или менее длительный отрезок времени, улавливаемый наблюдениями при изучении разрезов.
К ложным несогласиям должны быть отнесены различные сложные, но всегда местные размывы в сериях косослоистых пород, сопровождающиеся иногда резко выраженными угловыми несогласиями. Косая, перекрещивающаяся и диагональная слоистость возникает вследствие постоянного изменения поверхности накопления, при одновременном сочетании и наложении друг на друга процессов отложения осадка и его перемыва. Совершенно очевидно, что возникающие в данном случае явления местного размыва и углового несогласия не имеют ничего общего с различными формами истинных несогласий.
Внутриформационные несогласия включают несогласия, возникающие в результате размыва, происходящего одновременно (сингенетически) с накоплением осадка.
Внутриформационные размывы не отражают переломных моментов в развитии слоистой структуры и не предшествуют новым циклам осадконакопления. Они вызываются изменениями физико-географических условий в области накопления осадков (например увеличением скорости движения водной среды) или в зоне денудации.
Строение поверхностей несогласия
Поверхность стратиграфического несогласия может иметь различные формы. Она бывает сильно сглаженной, но возможны и резко выраженные неровности древнего погребенного рельефа с колебаниями отметок на коротких расстояниях, исчисляемыми десятками и даже сотнями метров.
Накопление осадков на неровной поверхности будет отличаться рядом особенностей. Наиболее характерны случаи облекания и прилегания.
Облекание представляет собой плащеобразное перекрытие отлогой поверхности размыва древних пород. Главной особенностью этой формы несогласного залегания является прямое отражение выступов и понижений поверхности несогласия в строении несогласно залегающей серии слоев. Мощности слоев в нижней части несогласно залегающей серии уменьшаются над повышениями древнего рельефа и увеличиваются над понижениями. Это различие мощностей постепенно выравнивается при движении вверх по разрезу; одновременно может изменяться и состав формирующихся слоев.
Прилегание. При резких очертаниях рельефа поверхности несогласия формирование осадочных пород происходит путем постепенного заполнения пониженных участков. Здесь вдоль крутых склонов будут иметь место различные случаи прилегания слоев; среди них различают параллельное и несогласное прилегания (рис. 3). При параллельном прилегании как размытые слои, так и налегающие на них свиты залегают параллельно; при несогласном верхние слои залегают на нижних с угловым несогласием.
Критерии установления стратиграфических несогласий
Граница поверхности несогласия обладает рядом признаков, позволяющих отличать ее от обычных границ между слоями. Ниже отмечены основные признаки поверхностей несогласия:
1) характерное строение поверхности несогласия, имеющей в отличие от обычных поверхностей наслоения многочисленные неровности в виде вымоин (карманов) и выступов;
2) угловое несогласие между свитами различного возраста;
3) резкий возрастной разрыв между фауной в выше- и нижележащих слоях (например слои с юрской фауной подстилаются слоями с каменноугольной фауной). Этот критерий наиболее важен для платформенных областей, где угловые несогласия крайне редки, а литологический состав может быть очень близким;
4) резкое различие в степени метаморфизма двух соприкасающихся свит, а также в их насыщенности жильными образованиями;
5) присутствие базального конгломерата в основании несогласно залегающей серии. Конгломерат указывает на стратиграфический перерыв и несогласие и распознается по обилию в нем гальки нижележащих отложении.
6) резкий переход от морских отложений к континентальным или, наоборот, от континентальных к морским большей частью свидетельствует о наличии между ними перерыва в отложении;
7) различные следы выветривания (как физического, так и химического), сохраняющиеся на поверхности несогласия или в породах, залегающих непосредственно ниже ее, также могут быть признаками перерыва.
В заключение характеристики стратиграфических несогласий следует еще раз подчеркнуть их значение в истории развития земной коры. Стратиграфические несогласия фиксируют смену знака в направлении вертикальных движений. Формирование несогласий не всегда следует связывать со складкообразовательными процессами; с другой стороны, рост складок не всегда сопровождается несогласиями.
ТЕКТОНИЧЕСКИЕ НЕСОГЛАСИЯ
Несогласные контакты между слоями различного возраста и литологического состава могут быть вызваны тектоническими разрывами и перемещениями по ним отдельных блоков горных пород. В условиях хорошей обнаженности и достаточной детальности геологических исследований обычно не представляет труда выявить стратиграфические и тектонические несогласия и отличить их друг от друга.
При тщательном изучении контакта можно получить следующие дополнительные сведения: 1) наличие систем зеркал скольжения и растертых масс тектонической брекчии указывает на большую вероятность тектонических причин образования контакта; 2) наличие базального конгломерата в основании верхней свиты, так же как и четко выраженных следов выветривания в поверхностной зоне нижней свиты, является несомненными доказательствами существования разделяющей их поверхности углового несогласия.