1. Предмет геотектоники. Основные разделы геотектоники

В отличие от метода анализа фаций анализ мощностей позво­ляет дать в определенных условиях не только качественную, но и количественную оценку вертикальных движений. В мелководных, (приконтинентальных морях и на шельфах подводных окраин кон­тинентов мощность осадков соответствует размеру тектонического погружения дна бассейнов. Объясняется это деятельностью волн, которая препятствует накоплению осадков выше определенного уровня — профиля равновесия. По достижении поверхностью осадков профиля равновесия их дальнейшее накопление невоз­можно без опускания дна бассейна, создающего дополнительное пространство возможного осадконакопления. Благодаря этому тектоническое погружение становится регулятором и мерой мощ­ности осадков. Именно такое погружение создает возможность накопления столь мощных сугубо мелководных отложений, как угленосная толща карбона Донецкого бассейна (около 12 км) или нефтеносная продуктивная толща плиоцена Апшеронского полу­острова (до 5 км).

Под действием описанного механизма в мелководных морях максимальная мощность отложений приурочена к их центральным частям, а в глубоководных, так называемых котловинных морях типа Черного или Японского, а также в океанах — к их перифе­рии, точнее к континентальному подножию. Увеличение поступления обломочного материала приводит к наращиванию шельфа и его продвижению — проградации — в глубь бассей­на. Это явление прекрасно вы­ражено на сейсмостратиграфических профилях в виде клиноформ, в частности в неоко­ме Западной Сибири и олигоцен-миоцене Восточного Предкавказья. В центральных час­тях глубоководных бассейнов и особенно в открытом океане погружение опережает поступ­ление с суши обломочного ма­териала, это некомпенсирован­ное погружение. Его признаком в разрезах древних бассейнов служит смена вверх по разре­зу мелководных отложений все более глубоководными.

Обратное явление наблю­дается в замкнутых или полу­замкнутых эпиконтинентальных бассейнах. Здесь, особен­но в заключительные фазы их развития, темп поступления обломочного материала пре­восходит скорость тектонического погружения и он накапливается уже выше профиля равнове­сия; наступает избыточная компенсация, или перекомпенсация погружения накоплением. Ее признаком является смена вверх по разрезу более глубоководных отложений все более мелководными и, наконец, континентальными, что типично, в частности, для предгорных и межгорных прогибов.

Свидетельством точной компенсации погружения осадконакоплением служит однопородный состав разреза, например мощные толщи песчаников или известняков либо переслаивание по всему разрезу нескольких близких по глубине отложения типов осадков (такое переслаивание связано с колебаниями уровня водоема).

В условиях компенсированного погружения мощность осадков достаточно хорошо, нередко в пределах нескольких метров, со­ответствует размеру тектонического опускания. Такие условия характерны для платформенных областей, где глубины моря ред­ко превышают 50 м, для внешних зон геосинклиналей (миогеосинклиналей), отвечавших шельфу континентальных окраин, сре­динных массивов (микроконтинентов) и для определенных, обыч­но средних, стадий развития передовых и межгорных прогибов орогенов. Таким образом, диапазон применимости метода анали­за мощностей без каких-либо поправок достаточно велик, но считать универсальным его нельзя. Если на платформах лишь временами и местами, например в позднем девоне Волго-Уральской области (доманик) или в поздней юре Западной Сибири (баженовская свита), наблюдалось некомпенсированное погружение, то в передовых прогибах оно было более частым явлением (ранняя пермь Предуральского прогиба, олигоцен — ранний миоцен Пред­кавказья и др.).

При благоприятных условиях можно оценить и размер отста­вания накопления осадков от погружения, истинный размер пос­леднего и глубину бассейна.

В условиях, когда морская трансгрессия (ингрессия) затопля­ет сильно расчлененный эрозионный рельеф, становится возмож­ным пассивное заполнение осадками впадин этого рельефа, без тектонического прогибания, еще до выработки профиля равнове­сия. Ясно, что по мощности этих осадков нельзя судить о размере прогибания. В таких случаях избыток мощности осадков, выпол­няющих углубления древнего рельефа, против мощности на его выступах в точности соответствует размытой мощности подсти­лающих отложений, если подошва свиты, подвергшаяся размыву, параллельна кровле свиты, выполняющей углубления, а мощность осадков между этими двумя уровнями остается постоянной или испытывает лишь региональные изменения.

Подобно анализу фаций анализ мощностей может применяться в региональном и детальном плане. Детальный анализ использу­ется для установления времени зарождения и истории развития локальных поднятий, что очень важно для поисков залежей нефти и газа. Активные локальные поднятия проявляются уменьшением мощностей, выражаясь на дне бассейна возвышенностями.

Определенные трудности при применении анализа мощностей создают их вторичные изменения, связанные с разными причина­ми: 1) уплотнением осадков под влиянием веса вышележащих от­ложений; 2) изменением мощности при складкообразовании; 3) последующим размывом отложений.

Перераспределение мощностей происходит и при формировании многих линейных складок: мощность увеличивается в замках и уменьшается на крыльях; поэтому лучше брать средние значения. И случае интенсивно складчатых толщ, типа сланцевой юры Кав­каза или «блестящих сланцев» Альп, к оценке мощностей следует подходить осторожно, а для глубокометаморфизованных образований такие оценки вызывают большие сомнения.

1. 
   подсчет суммарных объемов отложений (по картам мощ­ностей) ;
   
2. 
   измерение относительных объемов различных типов отло­жений (по картам фаций /литофаций/ и мощностей);
   

4. 
   определение средней скорости погружений (частное от де­ления среднего размера погружения на абсолютную продолжи­тельность соответствующего интервала времени);
   
5. 
   определение средней интенсивности вулканизма (частное от деления объема вулканогенных пород на произведение площа­ди и времени их накопления);
   
6. 
   определение размера и средней скорости поднятия по объе­му снесенного с него обломочного материала, переотложенного в сопряженных прогибах.
   

Вычисление перечисленных показателей может значительно дополнить обычный качественный палеотектонический анализ. Так, определение среднего размера погружения дает надежный критерий для оценки относительной интенсивности движений различных геоструктурных зон в течение одной эпохи или одной и той же зоны в разные геологические эпохи. В первом случае оно позволяет отвлечься от неравенства площадей отдельных зон, а во втором — от влияния эвстатических колебаний уровня океана, изменяющих площадь осадконакопления. Сами эти коле­бания могут быть объективно выявлены путем сравнения измене­ния площадей накопления в различных зонах и в различные про­межутки времени. Вычисление средней скорости погружения или поднятия позволяет устранить влияние неравенства продолжи­тельности различных геологических веков, эпох, периодов.

Важное место среди методов палеотектонического анализа в нашей стране занял анализ формаций. Формация (геоформация) — это закономерное и устойчивое сочетание (парагенез) определен­ных генетических типов горных пород, связанных общностью (близостью) условий образования и возникающих на определен­ных стадиях развития основных структурных элементов земной коры. Понятие формации приложимо ко всем типам горных по­род — осадочным, вулканогенным, интрузивно-магматическим, метаморфическим. Сочетание осадочных и вулканогенных, вул­каногенных и плутонических пород называют литологическими ассоциациями (например, трапповая, офиолитовая ассоциации; см. ниже). В относительно редких случаях формация бывает сложена какой-то одной породой (например, формации писчего мела, кварц-глауконитовых песков, толеитовых базальтов, гранитоидов). Обычно число породных компонентов составляет три-четыре, реже больше. Помимо основных «формациеобразующих» пород в сложении формаций могут участвовать другие, подчинен­ные (акцессорные), компоненты, иногда настолько характерные и важные, что формация по ним получает название, например угле­носная формация.

Каждая порода, входящая в состав осадочной формации, от­вечает определенной фации, точнее генетическому типу отложений, и, таким образом, осадочная формация (литоформация) — это комплекс фаций (генетических типов). Но если облик фации (ге­нетического типа) определяется физико-географической обстанов­кой ее образования, то основным фактором обособления формаций служит тектонический режим, проявленный через форму тела формации (мощность, площадь распространения), набор и харак­тер переслаивания слагающих ее пород. Существенно влияют на облик осадочных формаций, особенно континентальных и мелко­водно-морских, и климатические условия, а также состав пород и тип их выветривания в области сноса, а иногда и вулканизм. Области распространения отдельных типов осадочных формаций отвечают областям осадконакопления — бассейнам разного типа, например эпиконтинентальным, внутренним или окраинным морям, межгорным котловинам, ал­лювиальным равнинам, пустыням, одновременно являющимся крупными геоструктурными зонами или их частями.

Поскольку именно тектонический режим является определяю­щим фактором обособления формаций, причем всех их типов, сами формации являются показателями определенных тектонических режимов, и в этом их значение для геотектоники. Правильно ус­тановив принадлежность той или иной формации к определенному типу, мы тем самым можем решить, какой из основных геострук­турных зон (платформа, геосинклиналь — ее внешняя или внут­ренняя зона, ороген и т. п.) принадлежала область ее накопления и на какой стадии развития она находилась. Следует подчеркнуть, что для правильного определения типа формации надо выяснить ее вертикальные и латеральные связи, ее положение в вертикаль­ном и латеральном рядах. Формации, характерные для крупных геоструктурных зон, образуют по вертикали (разрезу) определен­ные формационные ряды, отвечающие последовательным стадиям их развития. Формационный ряд, типичный для геосинклиналей, впервые был установлен еще в конце прошлого века французским Теологом М. Бертраном, а его повторение в разрезе разновозраст­ных геосинклиналей дало ему основание для выделения тектони­ческих циклов — гуронского (докембрийского), каледонского, герцинского, альпийского. Формационные ряды свойственны каж­дому из основных типов структурных элементов земной коры. Кроме вертикальных формационных рядов формации образуют и латеральные ряды, характеризующие переход от одной геострук­турной зоны к другой, на площади. Сочетание вертикальных и латеральных рядов может быть изображено на формационных профилях.

В составе формаций часто выделяют, обычно по латерали, субформации, или градации. Например, в составе платформенной карбонатной формации можно различить массивно-известняковую (биогермовую, рифовую), обломочно-известняковую (склоны ри­фов), слоисто-известняковую, мергельную субформации. Их не­редко рассматривают в качестве самостоятельных формаций.

Тектонические движения, развивающиеся на фоне общего по­гружения и накопления осадков, фиксируются в изменениях фа­ций, мощностей и формаций, изучаемых соответствующими мето­дами. Когда эти движения проявляются в условиях господства суши, они деформируют земную поверхность и образуют формы наземного рельефа, исследуемые структурно-геоморфологическими методами. Но особые условия создаются в периоды обычно от­носительно кратковременных общих или местных поднятий (осу­шений), которые затем снова сменяются погружениями (затопле­ниями). Эти события отмечаются перерывами в отложении осад­ков, а также несоответствием залегания разделенных перерывами толщ, получившим название несогласий. Движения и деформа­ции, сопровождающие накопление осадков, как бы конденсиру­ются в плоскости перерывов и несогласий. Перерывы совпадают с фазами усиления движений, деформаций и перестроек структур­ного плана. Не случайно поэтому вследствие относительной лег­кости фиксации несогласий и благодаря их наглядности рассмат­риваемый метод является, по существу, старейшим методом изу­чения истории движений земной коры. Им пользовался еще Н. Стено при восстановлении истории геологического развития Тосканы на основе разработанных им принципов.

В последние годы, совпавшие с распространением идей неомобилизма, использование формаций в палеотектоническом анализе стало постепенно вытесняться использованием близкого, но не тождественного понятия литодинамических или литогеодинамических комплексов. Под такими комплексами понимают комплек­сы горных пород, осадочных, магматических, метаморфических, являющиеся непосредственными показателями геодинамической обстановки их образования. Примерами могут служить молассы — показатель горообразования, известково-щелочные вулканиты — островных дуг, ультраосновные-щелочные интрузии кольцевого ти­па — кратонов и т.д. Впервые понятие комплексов — индикаторов тектонических обстановок — было введено в литературу авторами «Тектонической карты Северной Евразии» А. В. Пейве и его сот­рудниками из Геологического института АН СССР. Затем, без применения специального термина, этот метод был фактически использован Ю. Г. Гатинским при анализе тектонического развития Юго-Восточной Азии. Термин «литодинамический комплекс» был предложен В. Е. Хаиным, а «литогеодинамический комплекс» — независимо друг от друга С. И. Романовским и А. Е. Лукиным. Общая классификация литодинамических комплексов опублико­вана недавно В. Е. Хаиным (1991). В последующих главах именно этот метод будет взят за основу при рассмотрении развития главных структурных элементов земной коры.

Несогласия и их типы. Наиболее простым видом несогласия является параллельное, или стратиграфическое, несогласие (рис. 9.8). Для этого вида несогласий характерно то, что слои, залегающие выше поверхности перерыва, остаются параллельны­ми слоям, залегающим ниже этой поверхности. Это свидетельствует о том, что произошло общее поднятие местности или эвстатическое понижение уровня моря (океана), сменившееся погружением или новым повышением уровня моря. Различить эти две возмож­ные причины параллельного несогласия позволяет установление площади его распространения и отношения к региональным структурам: если оно проявлено на площади целой платформы или даже нескольких платформ безотносительно к их внутренней структуре, это несогласие должно быть связано с эвстатическими колебаниями уровня океана. В противном случае несогласие яв­ляется региональным или даже локальным, местным, если оно приурочено к сводам локальных платформенных поднятий, испы­тавшим осушение.

Следующий вид несогласий составляют краевые несогласия. Они наблюдаются по краям бассейнов осадконакопления, т.е. областей тектонического погружения, в результате неоднократных изменений положения береговой линии, обусловленных эвстатическими колебаниями уровня моря. Иначе говоря, эти несогласия являются следствием наложения эвстатических колебаний на ре­гиональные вертикальные нисходящие (волновые) движения, нарастающие к центру бассейна. Проявляются краевые несогла­сия в утонении и выклинивании слоев к краю бассейнов с налега­нием более молодых отложений не только с перерывом, но и с несколько меньшим наклоном на более древние отложения. Раз­ница в наклоне, как правило, настолько незначительна, что по­добные несогласия устанавливаются лишь путем сопоставления нескольких обнажений или (и) разрезов скважин, расположенных по одному профилю, поперечному к краю бассейна.

Существуют три разновидности краевых несогласий: 1) транс­грессивное перекрытие заключается в том, что трансгрессивная свита по направлению к краю бассейна ложится на все более и более древние слои, последовательно срезая абразированные пласты; 2) трансгрессивное и несогласное прилегание образуется ближе к центральной части бассейна в результате расширения его контуров при нарастающей интенсив­ности погружения и (или) повышения уровня моря; в отличие от предыдущей разновидности абразия не успевает срезать тектони­чески обусловленные топографические склоны по краям бассейна; этот вид краевого несогласия вверх по региональному восстанию может перейти в предыдущий; 3) регрессивное прилегание, отличающееся последовательным отступанием береговых линий более молодых морей к центру бассейна вследствие усиле­ния нисходящих движений, отставания накопления осадков от погружения или понижения уровня моря; при этом более молодые отложения часто как бы вложены в более древние, отделяясь от них абразионным уступом.

При образовании всех перечисленных разновидностей краевых несогласий общая конфигурация бассейна может оставаться без изменений; береговые линии, более древние и более молодые, притом сохраняют взаимную параллельность. Однако в ходе геоло­гического времени структура бассейна нередко подвергается перестройке, вследствие чего контуры морей более молодых эпох оказываются непараллельными контурам более ранних морей и их пересекают. В плане, на геологической карте это выражается тем, что подошва послеперерывных отложений контактирует с разными горизонтами доперерывных отложений, последовательно срезая границы этих горизонтов. Подобное несогласие обычно отчетливо выступает лишь на мелкомасштабных картах; поэтому оно было названо Н. С. Шатским географическим, а французскими геологами — картографическим несогласием. Хорошим примером такого несогласия может служить соотношение нижнего и сред­нею палеозоя по северо-западной периферии Русской плиты.

Следующий основной вид несогласий — это угловое несогла­сие, которое выражается в наблюдаемой в отдельных обнажениях, разрезах скважин и на сейсмических профилях и поддающейся замеру горным компасом разнице в наклоне слоев ниже и выше поверхности перерыва. Возникает оно вследствие проявления складчатых деформаций до и (или) в течение перерыва в накоп­лении осадков и денудации сводов складок во время самого пере­рыва. Новое погружение или повышение уровня моря приводит к перекрыванию размытых дислоцированных пластов горизонталь­но лежащими на них молодыми осадками. В дальнейшем и эти отложения могут подвергнуться складчатости, но разница в нак­лоне их и подстилающих слоев сохранится.

Угловые несогласия разделяются на региональные и местные; последние проявляются лишь в сводах антиклиналей и затухают в синклиналях. Региональные несогласия характерны для зон ли­нейной складчатости, а местные — прерывистой. При росте скла­док на фоне непрерывного погружения и накопления осадков вместо углового образуется рассеянное (дисперсное, конседиментационное) несогласие, выражающееся в постепенном возрастании наклона слоев со стратиграфической глубиной, параллельно с увеличением их мощности от антиклиналей к синклиналям. Более древние слои обладают большим наклоном, так как испытали бо­лее длительное воздействие процесса складкообразования. Опре­деленный градиент нарастания мощности соответствует определенному углу несогласия; так, изменение мощности в 150 м на 1 км отвечает увеличению наклона на 10°. Рассеянное несогласие не может быть выявлено в одном обнажении; оно обнаруживается при построении профилей по нескольким обнажениям или сква­жинам, а также отражается на сейсмических профилях.

Региональные угловые несогласия к центру бассейна по мере усиления погружений и сокращения длительности перерыва сме­няются местными, а затем рассеянными несогласиями. Иногда местные угловые несогласия возникают и в подводных условиях, без осушения сводов складок вследствие подводного оползания отдельных пакетов слоев со склонов растущих поднятий и нале­гания более молодых осадков непосредственно на сильнее накло­ненные, не затронутые оползанием более древние; это подводно-оползневое несогласие.

Существует еще один вид угловых несогласий, связанных не со складкообразованием, а с растяжением коры при рифтообразовании и наклоном образующихся при этом блоков. Этот вид несо­гласий — несогласие растяжения — будет рассмотрен в главе 11. Подобно тому как изменение плана расположения крупных структур вызывает образование географических несогласий, из­менение ориентировки простирания складок в процессе их роста приводит к возникновению азимутальных несогласий. Последние выражаются в том, что залегание слоев, разделенных поверх­ностью перерыва, отличается не только величиной угла наклона, но и направлением падения. Так образуются региональные ази­мутальные несогласия; для образования местных азимутальных несогласий достаточно изменения степени волнистости (наклона) шарниров складок — наложения более длинных складок на более короткие, и наоборот. Местные азимутальные несогласия наблю­даются только на периклиналях и центроклиналях складок. По­степенная переориентировка складок в процессе одновременной с погружением и осадконакоплением конседиментационной склад­чатости приводит к образованию рассеянно-азимутальных несо­гласий; такими же могут быть и географические несогласия.

При наложении нескольких угловых несогласий древние плас­ты приобретают все более крутой наклон. Но если при этом наб­людается и азимутальное несогласие, то такое сложение носит уже алгебраический характер и в случае изменения падения пластов более чем на 90° молодая складчатость фактически как бы вычи­тается из более древней и приобретенный в период образования последней наклон не увеличивается, а уменьшается.

Крайней степенью несогласия является общее, или структурное, несогласие. Оно выражается в полном несовпадении простирания, положения осей, числа и формы складок в доперерывном и послеперерывном комплексах.

Таким образом, различные виды несогласий отражают различ­ные типы тектонических движений (деформаций) и их сочетаний. Параллельные несогласия представляют результат колебательных вертикальных движений или эвстатических колебаний уровня моря (океана); краевые несогласия возникают на границе зон регио­нальных поднятий и опусканий; угловые несогласия фиксируют складко или рифтообразование; географические и азимутальные несогласия отражают изменение плана расположения соответ­ственно региональных структур и складок. Общие структурные несогласия приурочены к границам тектонических этапов (циклов) ко времени смены тектонических режимов (геосинклинального — орогенным, орогенного — платформенным).

Но несогласия не всегда четко выражены в естественных раз­резах или разрезах скважин (например, в метаморфических тол­щах; об этом свидетельствуют скачки метаморфизма). Зато они прекрасно выражены на современных сейсмостратиграфических профилях и именно эти профили убедили геологов в реальности Существования выдержанных на огромных расстояниях изохрон­ных поверхностей перерывов и создали объективную основу для выделения седиментационных циклов разного порядка. Анализ таких профилей пассивных окраин Атлантики позволил П. Вэйлу с сотрудниками построить кривую эвстатических колебаний уров­ня Мирового океана для последних 200 млн лет, которая получила широкую известность. Вэйл и его соавторы ус­тановили, что циклы колебаний уровня океана построены отчетли­во асимметрично: подъем уровня идет постепенно, а опускание быстро. В течение рассмотренных 200 млн лет истории Земли проявилось, по Вэйлу, 13 глобальных циклов эвстатических коле­баний. Вместе с тем почти до конца мела происходило нарастание трансгрессии и уровень океана на 350 м превысил современный. Затем началось его падение, и в середине олигоцена он опустился на 250 м ниже современного, а потом стал опять повышаться, но не достиг позднемелового максимума.

Перерывы и несогласия возникают также на океанском дне, выявленные в последние годы при проходке буровых скважин.