4.3. Палеотектонические движения и методы их анализа

В разделе будут рассмотрены следующие вопросы.

1. Дано понятие фации в геологическом смысле.
2. Описаны наиболее распространенные и важные для геологии ископаемые фации.
3. Описаны современные методы анализа палеотектонических движений и восстановления палеогеографических условий по фациям, мощностям отложений и по несогласиям и перерывам.

Чем дальше мы проникаем в прошлое Земли, тем меньше мы находим следов древнего рельефа и тем меньше, следовательно, можем опираться на геоморфологические методы. На палеогеографических картах ранних геологических периодов все большую площадь начинают занимать морские отложения и осадки крупных внутриматериковых водоемов, изучая которые по стратиграфическим колонкам и разрезам мы можем расшифровать характер палеотектонических движений и географические условия существовавших в то время ландшафтов.

Здесь используются следующие методы:

1. Анализ фаций.

2. Анализ перерывов и несогласий.

3. Анализ фаций и мощностей отложений.

4. Анализ формаций.

1. Анализ фаций

Поверхность земли, являясь ареной современного осадкообразования, характеризуется разнообразными физико-географическими и геологическими условиями, которые находят отражение в составе и биоценозах этих осадков или фаций.

ФАЦИЯ — большинство современных исследователей понимают под этим определенные типы осадочных пород, возникших в определенных физико-географических условиях (русловые пески, озерные известняки, прибрежные галечники и т. п.). Следовательно, под фациями можно понимать одновозрастные образования, особенности состава и строения которых объясняются различными условиями осадконакопления в пределах площади их распространения (в разных местах водоема или морского бассейна или на суше). Последнее определение дано основателем этого термина швейцарским геологом А. Грессли.

Фациальный анализ

В осадочных и вулканических породах, образующих земную поверхность зашифрованы природные условия конкретных физико-географических обстановок, в которых они образовались. Выяснению этих палеогеографических обстановок помогает учение о фациях или фациальный анализ.

Фациальный анализ — это комплексные исследования с целью определения фаций прошлого; он слагается из биофациального и литофациального анализов, а также из тщательного изучения общегеологических данных (площади распространения отложений, их мощности, переходов по простиранию и т. д.).

Биофациальный анализ

Биофациальный анализ заключается в определении фаций на основе изучения органических остатков и следов жизнедеятельности организмов. Из анализа остатков водных организмов возможно восстановление солености, глубины бассейна, световых условий, температуры, газового режима, характера движения воды и грунта.

Соленость морской воды определяется количеством граммов соли в одном литре воды и измеряется в промилле (1 ‰ = 1 г/л).

Бассейны нормальной солености (близкой к 35‰) характеризуются наиболее разнообразной и богатой растительностью и фауной (табл. 26.1). В бассейнах ненормальной (осолоненные с 45‰, солоноватоводные с 0,5–15‰ и пресноводные ниже 0,5‰) условия благоприятны для немногих видов, однако при этом может возрастать их продуктивность. Для таких бассейнов часто характерны бедность видами и богатство особями. Изменение солености приводит к «угнетенному» облику фауны: уменьшаются размеры и толщина раковины, упрощается их скульптура.

Таблица 26.1

Организмы, живущие в условиях
нормальной солености (стеногалинные) в изменяющейся солености (эвригалинные) в осолоненных бассейнах в пресных бассейнах
Колониальные кораллы, иглокожие, головоногие моллюски, брахиоподы, трилобиты Пелециподы (двустворчатые моллюски), гастроподы (брюхоногие моллюски), мшанки Ракообразные, черви, водоросли, бактерии Двустворки: Unio, Dreissena, гастроподы: Limnea, Viviparus, Planorbis


Глубина бассейна играет чуть ли не самую важную роль в распределении организмов в морском бассейне. С ростом глубины уменьшается освещенность, возрастает давление, изменяется газовый режим; температура воды на больших глубинах низкая и практически постоянная. В этом же направлении уменьшается число видов и количество биомассы. Для жизни растений и животных наиболее благоприятны небольшие глубины.

Определить глубину древних бассейнов по остаткам организмов чрезвычайно сложно. Так на небольших глубинах обитали водные растения и разнообразные рифостроители: известьвыделяющие водоросли (строматолиты), археоциаты, строматопораты, кораллы. Массовые поселения брахиопод и двустворок характерны для морского дна. На мелководье располагались брахиоподовые и пелециподовые банки, заросли морских лилий. С глубиной более 150–200 м исчезают водоросли и растительноядные организмы, беднеет видовой состав и падает общее количество донных организмов, животные становятся мелкорослее. В зоне батиали, до глубины 700 м, встречаются одиночные кораллы, морские ежи, морские лилии, фораминиферы, губки, раки и ряд других. Глубже 700–800 м исчезают кораллы и большинство иглокожих.

Свет используют фотосинтезирующие растения. Наиболее освещены верхние 10 м водной толщи. До глубины 50–80 м и на мелководье существует наиболее богатый животный мир, представленный растительноядными формами, разнообразными хищниками, трупоедами и илоедами. На глубине свыше 200 м царит фактически полная темнота.

По температуре воды на небольших глубинах можно примерно восстанавливать географическое положение (широту) акватории, время года, и направления существовавших течений. В Мировом океане наивысшая температура воды 36°С (в тропической зоне), наиболее низкая — от 0 до –2°С. Все глубинные части океанов заполнены холодными водами. Некоторые организмы весьма чувствительны к изменению температуры (стенотермные). К ним относятся колониальные кораллы, которые живут только при температуре не ниже 20°С. В теплых морях известковые раковины животных более толстые, более массивные с богатой скульптурой.

Газовый режим водных бассейнов также весьма важен, т. к. сильно влияет на животный мир. Например, кислород является жизнетворным и совершенно необходимым газом для развития и существования почти всех организмов. Углекислый газ выделяется в воду из организмов и поступает сюда во время вулканической деятельности. Он потребляется фото- и хемосинтезирующими организмами и расходуется на химические соединения. В высоких концентрациях углекислый газ ядовит. Сероводород образуется в водных бассейнах в результате жизнедеятельности бактерий. Для водных животных он тоже смертелен. При скоплении его на дне застойных бассейнов возникает сероводородное заражение, способствующее накоплению органического вещества.

Движение воды способствует возникновению у животных различных приспособлений: прочные постройки, толстые раковины, способность к сверлению или прирастанию ко дну, появлению обтекаемых раковин, стелющихся по дну колоний. Движение воды усиливает газовый обмен и создает окислительную среду.

Характер грунта влияет на организмы следующим образом. На рыхлом грунте, например, у морских лилий появляются образования, напоминающие корни, у морских ежей появляются довольно большие иглы, у трилобитов возникает широкий лимб, на раковинах брахиопод, двустворок, гастропод появляются шипы, иглы, выросты. В рыхлом грунте сохраняются следы жизнедеятельности илоядных форм. У зарывающихся полностью или частично брахиопод и двустворок изменяются форма раковины, ее скульптура и внутреннее строение; раковины становятся длиннее (Mya, Solen, Lingula).

На твердом грунте живут формы, прирастающие при помощи цемента. У морских лилий утолщается основание стебля, который начинает напоминать усеченный конус или пенек спиленного дерева. Многие двустворки и брахиоподы образуют тесные поселения, банки, нарастая друг на друга; раковины в таких скоплениях обычно неправильной формы. Прирастающими становятся и некоторые низшие ракообразные (Balanus). На твердом грунте хорошо себя чувствуют кораллы, археоциаты, строматопораты, всверливающиеся животные, камнеточцы.

Литофациальный анализ

Этот анализ дополняет определение фаций текстурно-структурными характеристиками и особенностями контактовых поверхностей напластований.

Как известно из литологии все отложения подразделяются на слоистые и массивные (неслоистые). Отсутствие слоистости говорит об осадкообразовании в постоянных условиях. Слоистость указывает на отложение в среде с менявшимся режимом осадконакопления. В спокойной водной среде (озера, моря) формируется параллельная слоистость. В движущейся воде или при ветре (русла рек и временных водотоков, в зоне подводных течений, в прибрежной части, в пустынях) образуется косая слоистость.

Текстуры поверхностей напластования. Различные образования (знаки ряби, многоугольники высыхания, глиптоморфозы по кристаллам каменной соли, следы струй, течения, стекания, отпечатки капель дождя, града, следы жизнедеятельности различных организмов (ползающих, зарывающихся) следы четвероногих и птиц, нерасшифрованные знаки — гиероглифы) в зоне контакта различных по составу горных слоев изучает специальный раздел геологии — палеоихнология. Образования неорганического происхождения называются механоглифы, а органического — биоглифы.

Знаки ряби указывают на обстановку осадконакопления. Причем, симметричная рябь с одинаковыми углами наклона у валиков характерна только для водной среды (в реках, зонах течений, в прибрежной полосе). Несимметричная рябь бывает водная и ветровая (эоловая). Водную рябь от ветровой отличают по индексу ряби (отношение ширины валика к его высоте). У водной ряби этот индекс колеблется от 5 до 10, у ветровой — от 20 до 50.

Многоугольники высыхания (трещины высыхания) образуются в наземных условиях при сухом, жарком, и реже умеренном климате.

Глиптоморфозы по кристаллам каменной соли указывают на сухой и жаркий климат, они характерны для пустынных образований.

Структурные особенности пород наиболее ярко проявлены и информативны в терригенных (обломочных) породах.

Размер обломочного материала позволяет судить о рельефе и удаленности области питания: более крупнообломочные породы располагаются, как правило, ближе к источнику сноса у подножия горной страны. По крупности обломочных частиц можно судить и о скорости движения воды в месте образования осадка.

Так, при скорости течения 10 км/ч (Гольфстрим у берегов Флориды) дно бывает выметено, а при 4–6 км/ч выпадают гальки величиной с грецкий орех. Пески отлагаются при скорости течения 0,26–0,34 м/с, а алевриты — не более 0,26 м/с.

Состав обломочного материала галечников, конгломератов, песков, песчаников позволяет выяснить длительность и характер переноса, установить источник сноса. В процессе переноса наиболее неустойчивые, мягкие, легко растворяющиеся минералы и горные породы разрушаются. Поэтому наличие в изучаемой породе только устойчивых минералов свидетельствует либо о длительном переносе обломочного материала, либо о долгом выветривании пород перед сносом, либо о переотложении обломочных толщ.

Состав горных пород позволяет судить о среде и климате, в котором происходило осадконакопление. Так, присутствие в породах глауконита свидетельствует об отложении осадка в море. Соли и гипс указывают на жаркий сухой климат. Минеральный состав глин также помогает сделать заключение о климате. Глины, образовавшиеся во влажном тропическом климате при обилии растительности и гумусовых кислот, содержат галлуазит и каолинит; глины аридного климата — монтмориллонит, гидрослюды. Мощные карбонатные толщи формируются, как правило, в тепловодных бассейнах.

Сортировка обломочного материала говорит о длительном переносе обломков. Отсутствие сортировки характерно для морен, осыпей, глубоководных брекчий, обвальных и селевых отложений.

Форма обломков определяется составом разрушающейся горной породы, ее трещиноватостью, слоистостью. Округлая форма гальки характерна в общем случае для речных отложений. В морских прибрежных образованиях преобладают уплощенные гальки, в пустынных встречаются эоловые многогранники. Утюгообразные валуны присущи ледниковым отложениям.

Степень окатанности обломков зависит от следующих факторов: 1) состава пород (обломки мягких пород окатываются быстрее и лучше, чем твердых); 2) первоначальной формы обломков; 3) скорости и длительности переноса. Наилучшая окатанность наблюдается у морских галечников, образовавшихся в результате перемыва принесенного в море реками материала. Плохо окатанный материал характерен для отложений конусов выноса временных потоков, верховий рек и делювия. Происхождение песков определяют по содержанию в них зерен разной окатанности. У речных песков преобладают полуугловатые и полуокатанные зерна, у прибрежно-морских — полуокатанные и окатанные, у дюнных — окатанные.

Характер поверхности обломков определяется их составом и средой, в которую они попали. Ямчатая, бугорчатая, шероховатая поверхность обломков часто объясняется полиминеральностью их состава. Для обломков, попавших в подвижную водную среду, характерна гладкая поверхность; наиболее отполирована морская галька. В ледниковых отложениях на поверхности валунов и обломков могут быть борозды, шрамы, царапины. Обломки пород в пустынных отложениях покрыты «загаром пустыни».

Характеристика цементирующей массы (состав, количество, соотношение с обломочным материалом) — необходимый элемент анализа структуры обломочных пород. Например, карбонатный цемент характерен для неподвижных галечников водных бассейнов. Конгломераты, образовавшиеся из подвижных галечников, содержат мало цемента. Концентрация крупнообломочного материала на отдельных участках указывает на расположение основного русла.

Окраска пород также может служить индикатором среды осадконакопления. Зеленый цвет отложений иногда объясняется присутствием глауконита - минерала от светло-зеленого до черно-зеленого цвета, образующегося в морских условиях. Черный и темно-серый цвет часто наблюдается у отложений, сформировавшихся в восстановительных условиях сероводородного заражения. Ископаемые песчаные и песчано-глинистые отложения пустынь нередко бывают красноцветные (красные, бурые, коричневые).

Анализ общегеологической обстановки

Этот анализ заключается в определении площади распространения отложений, их мощности, взаимоотношений с подстилающими и перекрывающими отложениями, а также с соседними одновозрастными образованиями. Например, пустынные отложения отличаются огромными площадями распространения при сравнительно небольшой мощности. Отложения подножий гор протягиваются на десятки километров и имеют большую мощность. Немые параллельно-слоистые песчаники, переходящие во все стороны по простиранию, также вверх и вниз по разрезу в отложения с остатками морской фауны, будут иметь только морское происхождение.

Описание фаций

Изучение современных фаций, закономерностей и процессов их возникновения позволяет с помощью принципа актуализма воссоздать условия образования древних осадков. При этом все разнообразие современных и древних (геологических) фаций по месту своего образования объединяется в три большие группы:
1) морские; 2) переходные и 3) континентальные фации.

1. Морские фации [m]

1.1. Литорали (0–10 м);

1.2. Неритовой зоны (до 200 м);

1.3. Батиальной зоны (200–3000 м);

1.4. Абиссальной зоны ( 3000 м).

2. Переходные фации

2.1. Фации дельт;

2.2. Фации соленых лагун;

2.3. Фации опресненных лагун и заливов (эстуариев).

3. Континентальные фации

3.1. Субакватические фации (пресноводных бассейнов и водных потоков)

3.1.1. Конусов выноса предгорий [p];

3.1.2. Речные фации (русловые, паводковые, пойменные, террасовые);

3.1.3. Озерные (лимнические) фации [l];

3.1.4. Болотные фации.

3.2. Субаэральные фации

3.2.1. Гляциальные (ледниковые) [g];

3.2.2. Флювиогляциальные [f];

3.2.3. Фации пустынь (каменных, скалистых, песчаных пустынь и пустынных временных потоков — вадей);

3.2.4. Склоновые фации (элювиальные, делювиальные, коллювиальные и кор выветривания).

По способу образования фации подразделяются на:
1. Терригенные.
2. Органогенные.
3. Химические или хемогенные

Рассмотрим более подробно все эти фации, взяв за основу их классификацию по способу образования.

1. Терригенные фации

1.1. Морские терригенные фации — это наиболее распространенный тип фаций на Земле. Часто имеют вертикальную последовательность.

1.1.1. Фация скал и камней — первая стадия разрушения в прибрежной полосе и распространяется на различные глубины, но чаще до 5–10 м, иногда до 200–400 м. Характерны исключительно прикрепленные организмы с довольно прочной раковиной (рачок Баланус). В ископаемом состоянии встречается редко.

1.1.2. Фация галечников, конгломератов и брекчий

Связана также с зоной прибоя. Здесь выделяются подвижные и неподвижные галечники. Первые чистые, без цемента. Вторые с обильным цементом и организмами (ползающими, сверлящими в цементе) и отлагаются обычно на глубинах от 20 м до 200–400 м в спокойной малоподвижной воде, плохо окатаны и плохой сортировки.

1.1.3. Пески и песчаники

Это следующая по степени измельчения терригенная фация. Здесь мы видим уже не обломки горных пород, как в предыдущей фации, а мелко раздробленные обломки кристаллов отдельных минералов (кварцевые пески, изредка магнетитовые пески, гранатовые, полевошпатовые (аркозовые), полимиктовые пески).

В морских фациях различают: пески прибрежные, образованные в результате разрушения берега моря, пески выноса рек и пески глубинные (донных течений). Характеризуются диагональной косой слоистостью. Береговые пески маломощные, а пески конусов выноса достигают нескольких сотен метров мощности (n·100 м). Распространены обычно до глубины не более 30 м.

Для прибрежных песков характерна мелководная органика: пластинчатожаберные моллюски, Lingula, Mya, морские ежи, черви, ракообразные. Организмы отличаются массивной толстостворчатой раковиной, часто с щипами и наростами.

Пески глубинные отлагаются обычно на глубинах 50–60, иногда на 150–200, редко на 600–700 м. Мощности их незначительные. Это в основном мелкозернистые правильно и параллельно слоистые, богатые органикой (прикрепляющиеся и зарывающиеся организмы с тонкостенными раковинами) отложения.

1.1.4. Фация илов и глин

Это окончательная стадия раздробления (истирания) обломочного материала. Породы этой фации отлагаются в слабоподвижной воде на больших глубинах. По месту накопления выделяют прибрежные и глубинные глины.

Прибрежные глины образуются на небольшой глубине в пределах единиц или десятков метров (n·м до n·10 м) в обособленных заливах и распространены довольно ограниченно. Здесь много мелководных организмов всевозможных видов с массивной раковиной: червей, пелеципод, гастропод, ракообразных, донных фораминифер. Ископаемые глины имеют углистый характер до битуминозных.

Глубинные глины отлагаются на 20 или 40, иногда 200 м, т. е. до зоны абиссальных глубин. Мощности их достигают нескольких сотен метров до маломощных (абиссальных). Органика их бедна. Здесь отмечаются трупоядные, илоядные и хищники. Раковины животных тонкостенные с очень нежной скульптурой. Часто совсем лишены органики (батиальные и абиссальные глины). Глубинные илы маломощны.

1.2. Фации лагун

Здесь совершенно отсутствуют фации галечников и конгломератов. Бедны органикой. Это в основном соленосные, гипсовые песчанисто-глинистые отложения.

1.3. Фации речных устий (дельт и эстуарий)

Здесь отлагаются в основном пески и глины. Их залегание часто линзовидное, пески слоисты с косой слоистостью различных типов в одном разрезе. Мощности отложений довольно большие для дельт (от нескольких сотен метров до нескольких километров) и очень маленькие для эстуарий. Органические остатки очень скудны. Это в основном остатки наземных животных и растений, принесенных с суши.

1.4. Речные фации (аллювий) [a]

В равнинных реках преобладающей фацией является фация песков. Фации конгломератов или галечников и глин в отложениях рек имеют подчиненное значение и залегают, как правило, в виде линз. Пески имеют неправильную косую слоистость. Мощности отложений незначительны. Органики мало — это в основном наземные виды организмов.

С особенностями аллювия горных рек мы познакомимся при рассмотрении фаций предгорий.

1.5. Озерные (лимнические) фации [l]

Галечников и конгломератов в лимнических фациях почти нет. Песчаная фация развито мало, а иногда и совсем отсутствует, причем пески чрезвычайно быстро изменяются по латерали от среднезернистых разновидностей вблизи берега до мелко-тонкозернистых — вдали от берега. Наиболее широко представлена фация глин, выполняющая всю центральную часть озерной котловины.

Специфический характер имеют отложения приледниковых озер. Они отличаются правильной сезонной слоистостью и носят название ленточных глин. Мощности их, как правило, невелики.

К разновидности лимнических фаций относятся болотные фации. Их осадки представлены исключительно глиной с пресноводной фауной и громадным количеством растительных остатков. Имеют замкнутые контуры, быстро выклиниваются по площади. Мощности, как правило, невелики.

1.6. Ледниковые фации [g]

1.6.1. Собственно ледниковые отложения — морены, характеризуются накоплением совершенно несортированного материала. Здесь перемешаны все разновидности терригенных фаций — от камней до глин. Обломки слабо или почти совсем не окатаны, слоистость отсутствует совершенно. Отложения достигают мощности несколько километров и имеют отшлифованное ложе.

1.6.2. Флювиогляциальные фации [f]

В этих отложениях уже наблюдается хорошая сортировка материала. Здесь присутствуют пески и глины. Все ледниковые фации лишены совершенно органики.

1.7. Пустынные фации

Преимущественным распространением пользуются фации песков (эоловые пески) и фации камней. Фация глин встречается исключительно редко. Фации пустынь, имея малые мощности, занимают огромные площади. Для них характерна яркая, пестрая окраска, пустынный загар. Органические остатки встречаются очень редко. Обычно это скопления костей наземных животных. Характерны для аридных областей Земли и умеренно аридных условий (степи, саванны, пустыни).

1.8. Фации предгорий и склонов

Сюда относятся аллювиальные накопления русловых частей горных рек и их конусов выноса, отложения осыпей и горных обвалов. Фации предгорий в ископаемом состоянии встречаются в виде полосы опоясывающей древние горные сооружения. Их принято называть молассами. Наибольшее распространение здесь имеет фация камней. Аллювий характеризуется отсутствием сортировки. Все фации лишены органики.

К склоновым фациям относятся элювиальные (e), делювиальные(d), коллювиальные(k) и, в некоторой степени, пролювиальные (p). Это породы гравитационного происхождения, образующиеся в условиях гипергенеза. Их наличие указываетна то, что в районе происходят вертикальные тектонические движения.

1.9. Лёсс

Представляет собой тонкозернистую рыхлую, с преобладанием частиц диаметром менее 0,05 мм, неслоистую, пористую, карбонатную, палево-желтого цвета породу, сохраняющую в обрывах вертикальные стенки. Мощности лессовых отложений достигают 3, иногда 10–12 м.

Существует много гипотез происхождения лесса: 1) ветровая или эоловая; 2) делювиальная — в результате смыва продуктов выветривания со склонов; 3) отложения ледниковой мути, вынесенной талыми водами; 4) почвенная (in situ) и др.

2. Органогенные фации

Эти фации возникают как в результате жизнедеятельности различных организмов, так и в результате накопления их остатков. Выделяют три основные группы: карбонатные, кремнистые и каустобиолитовые. 2.1. Карбонатные органогенные фации

К этой фации относятся известняки, образованные либо из скоплений известковых частей различных животных, либо в результате жизнедеятельности организмов, либо под влиянием химических реакций, сопровождающих разложение органического вещества.

Первый случай наиболее широко распространен. Здесь широко известны фораминиферовые, губковые, археоциатовые, коралловые, мшанковые, брахиоподовые, водорослевые известняки, мел, и т. д. По ним можно определять глубину бассейна осадконакопления, т. к. известно, что мел образуется в мелководье, нуммулитовые, фузулиновые и швагериновые известняки — на глубинах до 50 м; мшанковые известняки — от 90 до 200 м; брахиоподовые, пелициподовые и гастроподовые - от нескольких метров до нескольких километров; водорослевые — 100–110 м. Причем ракушки с толстыми раковинами характерны для мелководья, а с тонкими стенками более характерны для глубоководья.

Коралловые известняки — рифостроители — характеризуют условия сильных течений в зоне прибоя теплых морей, с температурой воды не ниже 20°С, нормальной солености и к тому же прозрачной. Из-за того, что кораллы не переносят мутной воды, их нет вблизи устий рек. Мшанковые известняки характеризуют нормальную соленость моря умеренных широт.

Эхинодерматовые известняки, образованные из остатков цистоидей, морских ежей и морских лилий, и криноидные известняки, образованные из стеблей морских лилий или их члеников, известны с силура и характеризуют морские бассейны с нормальной соленостью с глубинами средней части шельфа.

2.2. Кремнистые органогенные фации

Сложены остатками кремнистых скелетов радиолярий, губок (спикулы губок — спонгалит), диатомеями (пласты трепелов и диатомитов). Причем диатомиты образуются в холодноватом бассейне и известны с неогена и палеогена.

2.3. Каустобиолитовые фации

К этой фации относятся горючие породы растительного и животного происхождения: каменные угли, торф, бурый уголь, горючие сланцы и нефть.

Для углей известно два процесса угленакопления: паралический и лимнический. Для первого характерно чередование прослоев угля и песчано-глинистых пород с прослоями известняков, содержащих морскую фауну. Их образование происходит на низменных болотистых морских побережьях, которые часто затопляются морем при колебаниях земной коры. Лимнические угли образуются в озерах и болотах вдали от моря. Эти фации характерны для областей гумидного климата.

3. Химические или хемогенные фации

3.1. Железорудно-марганцевые фации, бокситы

Наиболее древние железорудные фации известны из докембрия. Это так называемые джеспилиты. Объем их огромен и значительно превышает запасы железа, образовавшиеся во всю последующую историю Земли.

Эти фации указывают на развитие кор выветривания и зоны циркуляции подземных вод, а также озерно-болотные и морские условия. Железорудные фации кор выветривания (латеритные) приурочены к более менее выраженному древнему пенеплену, как правило, низкому пенеплену, т. е. едва возвышающемся над уровнем моря. Из чего следует, что нахождение латеритных кор выветривания на больших высотах должно указывать на поднятие страны.

3.2. Фосфоритные фации

Фосфориты образуются в морской воде в области материкового шельфа при обстановке донных (глубинных) течений. Источником фосфора является его привнос речными водами с континента и в результате разложения отмерших морских животных и растений.

Фосфор (Р2О5) на глубинах 500–1500 м. находится в растворенном состоянии и, когда эти глубинные холодные воды, насыщенные фосфором (до 300–600 мг/м3) приносятся глубоководными течениями в область материкового шельфа, где значительно меньше гидростатическое давление и более высокая температура, происходит его выпадение в осадок. Обычно это происходит на глубинах 50 до 150–200 м., т. е. исключительно в средней и нижней частях шельфа.

Фосфоритовые осадки (фации) всегда приурочены к шельфу открытых морей. Они отсутствуют в замкнутых бассейнах и засоленных усыхающих лагунах и среди глубоководных фаций.

3.3. Соленосные фации

Гипс, соль отмечаются в бассейнах с повышенной концентрацией солей — горько-соленых лагунах в областях жаркого, засушливого климата. В постепенно высыхающих озерах и отчленившихся от основного моря лагунах в условиях аридного климата наблюдается следующая последовательность отложений (снизу вверх):
1. Карбонатные (извесковые) илы.
2. Доломиты и известняки с эвригалинной фауной.
3. Мирабилит (при солености 150–160‰ наблюдаются безжизненные осадки).
4. Каменная соль (при солености 200–250‰).
5. Слой песчаника (высохший водоем засыпается эоловым песком).

3.4. Карбонатные фации

Морская вода сильно насыщена углекислым кальцием, особенно в теплых морях, и достаточно резкого изменения температуры или количества углекислоты растворенной в воде, чтобы началось осаждение извести. Созданные таким путем известняки могут иметь значительные мощности. Среди хемогенных известняков нередки оолитовые. На суше карбонатные отложения образуются из вод карбонатных источников в виде туфа — травертина.

2. Анализ перерывов и несогласий

При непрерывном осадконакоплении формируется серия согласно залегающих горных слоев, которые имеют между собою постепенные переходы. Если же во время формирования осадка или, после образования слоев горных пород, они поднимаются выше уровня моря, то они начинают разрушаться процессами денудации, что фиксируется в виде отклонений в последовательностях отложений. Например, при изучении стратиграфического разреза было установлено, что вначале происходило накопление осадочного материала в прибрежной зоне, а затем резко сменилось вверх по разрезу глубоководными отложениями. Такие контактовые поверхности несоответствия отложений или контакты резких переходов называют несогласиями. При геохронологических исследованиях они фиксируются по выпадению слоев определенного возраста (рис. 26.1).

Существуют следующие виды несогласий: параллельное или стратиграфическое, географическое или картографическое и угловое.

Несогласия

Рис. 26.1. Типы взаимоотношений горных пород при несогласном залегании


СТРАТИГРАФИЧЕСКОЕ НЕСОГЛАСИЕ характеризуется параллельным залеганием слоев над поверхностью перерыва и под ней. Может проявляться на огромной территории (на всей платформе или даже на нескольких платформах). Признаками таких несогласий могут являться следующие факты (Труфанова, 1980): неровность контактов и следы размыва (рис. 26.1 а, б, в, г, д, е); сближение в разрезе «чуждых» — неродственных фаций (рис. 26.1 а, б); базальные конгломераты (рис. 26.1 б); следы древнего карста (рис. 26.1 в); древние коры выветривания и погребенные почвы (рис. 26.1 г); выпадение из разреза стратиграфических единиц любого ранга (системы, отдела, яруса и т. п.), например, на рис. 26.1 д отсутствуют слои мелового и палеогенового периодов, что позволяет судить о длительности перерыва.

ГЕОГРАФИЧЕСКОЕ НЕСОГЛАСИЕ распознается лишь на мелкомасштабных геологических картах, охватывающих большие территории. При этом подошва молодых отложений последовательно перекрывает, как бы срезает, границы горизонтов и слоев древних отложений. Древние отложения могут быть более сильно метаморфизованы, чем молодые. Обусловлено это несогласие непараллельностью контуров древних и молодых морей.

При УГЛОВОМ НЕСОГЛАСИИ в наклоне выше и ниже лежащих горизонтов устанавливается довольно заметная разница (рис. 26.1 е, ж, з). Например, последовательность событий на рис. 26.1 з могла быть следующей: 1) накопление осадков рифейского возраста; 2) смятие их в складки; 3) внедрение гранитов силурийского возраста; 4) поднятие территории и установление континентального режима с размывом рифейских осадочных пород и гранитов силурийского возраста; 5) опускание и накопление среднедевонских отложений.

На стратиграфических колонках, где, как известно, слои пород изображаются строго горизонтально, угловое несогласие показывается ломанной линией (рис. 26.1 ж).

3. Анализ фаций и мощностей отложений1

3.1. Анализ фаций стратиграфического разреза

Этот анализ предусматривает реконструкцию палеогеографической обстановки осадконакопления для каждого члена стратиграфического разреза в отдельности с последующим анализом смены фаций в разрезе. Прослеживая последовательный ход фациальных изменений в разрезе, можно получить представление о ходе колебательных движений. Так, если трансгрессивные серии образуются в процессе опускания области седиментации, то регрессивные серии связаны с ее поднятием. Изменение фациальных условий по разрезу наглядно изображается при построении палеогеографической кривой (Леонов, 1956). Для ее построения в системе координат по абсциссе откладывают геологическое время (периоды, эпохи, века). Продолжительность геохронологических единиц принимается либо условно одинаковой, либо показывается в годах (рис. 26.2).

Построение палеогеографической кривой

Рис. 26.2. Схема реконструкции колебательных движений по стратиграфической колонке.

1– палеогеографическая кривая, 2– эпейрогеническая кривая, 3– величина прогибания, соответствующая глубине бассейна.

По ординате показывают основные интервалы глубин осадконакопления в метрах, т. е. один из наиболее показательных фациальных признаков осадка. Например, ориентировочно можно принять глубину 10–15 м соответствующей зоне литорали, от 15 до 60 м — зоне сублиторальных песков и алевролитов, глубины от 60 до 120 м — зоне терригенных илов, глубины более 120 м — зоне мергелей и известняков. Для эпиконтинентальных бассейнов эти значения глубин можно ограничить зоной шельфа (200–400 м), для океанических областей следует показывать зону батиали (2000–3000 м) и абиссали (более 3000 м). Глубины отмечают относительно уровня моря, положение которого принимается условно постоянным.

Отметив на графике положение каждой конкретной фации разреза относительное ее возраста и глубины отложения, соединяют затем их плавной кривой, которая и покажет последовательную смену обстановок осадконакопления и колебательных движений земной коры. Несогласия и перерывы в осадконакоплении показывают положением кривой выше уровня моря. Выше уровня моря показывают развитие континентальных отложений.

По анализу континентальных фаций можно сделать вывод о характере рельефа континента и степени его расчлененности. Детальные фациальные исследования по размерности обломков, степени их механической обработки, удаленности от областей размыва (сноса) позволяет определять высоты древних горных сооружений. Все эти данные также могут быть учтены при построении палеогеографических кривых.

3.2. Анализ мощностей отложений

Более точным показателем тектонических движений являются мощности осадков, которые позволяют не только выявить характер колебательных движений, но и дать им количественную оценку, установить по скорости осадконакопления темп и скорость колебательных движений, следовательно, метод анализа мощностей отложений является более точным.

Кривые, построенные с учетом мощностей осадков, называют ЭПЕЙРОГЕНИЧЕСКИМИ КРИВЫМИ или, точнее кривыми изменения скорости осадконакопления. Эпейрогенические кривые обычно строят в сочетании с палеогеографическими кривыми (см. рис. 26.2). При построении эпейрогенических кривых на оси ординат от положения палеогеографической кривой откладывают мощности осадков для каждого возрастного периода с последовательным наращиванием суммарной мощности осадков. Для тех отрезков геологического времени, для которых нет осадков, кривая прерывается горизонтальным пунктиром (приращение мощности отсутствовало). Палеогеографические и эпейрогенические кривые рекомендуется строить в одном масштабе и совмещать их на одном графике.

Истинная амплитуда погружения поверхности осадконакопления для каждого из членов стратиграфического разреза складывается из глубины бассейна во время его отложения и мощности осадков. Суммируя данные глубины бассейна и мощности осадков, получаем кривую прогибания ложа бассейна. Анализируя палеогеографическую и эпейрогеническую кривые, можно сделать вывод относительно того, насколько прогибание дна водоема компенсировалось осадконакоплением. Например, при интенсивном осадконакоплении (большие мощности осадков) палеогеографическая кривая остается в зоне мелководья, можно говорить о компенсированном интенсивном прогибании. В этом случае кривые на графике будут расходиться друг от друга. Если же на графике наблюдается сближение кривых, — при значительном увеличении глубины бассейна мощности осадков невелики — прогибание не компенсировалось осадконакоплением (рис. 26.3).

Соотношения осадконакопления с прогибанием

Рис. 26.3. Соотношения процесса осадконакопления и прогибания дна бассейна.

а) мощность осадков больше величины прогибания; б) мощность осадков равна величине прогибания; в) накопление осадков при стационарном положении дна бассейна.

Для более тщательного анализа палеотектонических движений на какой-то определенной территории можно построить карты равных мощностей одновозрастных отложений (карты изопахит), по которым легко выявить области поднятий и прогибаний, а с учетом карты фаций определить компенсированные и некомпенсированные прогибы. Для суждения о ходе тектонических движений на больших площадях можно воспользоваться методом А. П. Карпинского — методом сравнения палеогеографических карт смежных эпох или веков. Изменение положения береговых линий, увеличение или уменьшение площади, занятой морем, укажет на преобладание знака колебательных движений (поднятий или опусканий), определятся области дифференцированных движений.

4. 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 (формации аллювиальных равнин, морская формация бассейнов эпиконтинентального типа, формация платформ, формации активных или пассивных окраин материков и т. п.).

Формация — термин, введенный в геологию в XVIII в., является понятием историко-генетического, литолого-петрографического и тектонического профиля. Важными чертами большинства формаций являются, во-первых, приуроченность к определенным стадиям тектонического развития и. во-вторых, приуроченность к определенным тектоническим элементам — к платформам и подвижным поясам или характерным их частям.

Шатский (1945) называет формациями «такие естественно выделяемые комплексы пород, отдельные члены (слои, толщи, фации и т. д.) которых тесно, парагенетически, связаны друг с другом как в вертикальном, возрастном отношении, так и в горизонтальном, пространственном отношении... формации не случайно распределяются по площади земного шара, а теснейшим образом связаны с различными структурами земной коры. Общепринятыми являются формации платформенные и формации подвижных складчатых областей. При этом следует подчеркнуть, что таким образом тектонические структуры связаны не только с осадочными образованиями, но с магматическими».

Границы формаций часто не совпадают с подразделениями стратиграфической шкалы и поэтому формации не могут картироваться как стратиграфические единицы. Это важное обстоятельство должно учитываться и при структурно-тектонических построениях.

Формации часто и совершенно неверно смешивают с фациями. Но фации — понятие главным образом палеогеографическое и характеризует местные условия образования пород внутри формационных единиц. Следовательно, фация представляет значительно более ограниченное понятие.

В условиях платформы Шатский предложил выделять две большие группы формаций — автохтонные и аллохтонные. Автохтонные формации платформ не содержат обломочного материала, принесенного непосредственно с соседних складчатых сооружений. Они составлены осадками хемогенного или органогенного происхождения и обломочными образованиями, возникшими в результате разрушения и перемывания пород самой платформы, выдвинутых в то или иное время выше уровня моря — пески, преимущественно кварцевые, глины и т. п. Аллохтонные формации платформ произошли в результате разрушения соседних горных сооружений. Кроме того, на платформах развита трапповая формация.

Для палеозойских отложений Русской платформы намечается следующий естественный ряд формаций (снизу вверх): автохтонная терригенная формация, часто глауконитовая, карбонатная известняковая формация, карбонатно-ангидритовая и галогенная формация; аллохтонные формации, пестроцветные или красноцветные.

В подвижных областях прошлого, на примере Центрального Казахстана и Средней Азии, выделяются формации: спилито-кератофировая, яшмовая, граувакковая и, в других случаях, в определенной мере соответствующая ей аспидная формация, биогенная, преимущественно рифовых известняков, доломитовая, наземно-вулканическая, красноцветных лагунно-континентальных отложений, органогенно-обломочных известняков, угленосная и молассовая.

Большинство исследователей признают периодичное проявление повсеместных, захватывавших огромные площади земной поверхности, наиболее значительных тектонических процессов. Например, академик Страхов выделяет, четыре типа древних карбонатных формаций и четыре типа отвечающих им карбонатнообразующих ландшафтов: известково-доломитовую формацию платформенного образования; формацию писчего мела платформенного образования; карбонатные формации предгорных прогибов; карбонатные формации подвижных зон.

Выделенные формации отчетливо связываются с тектоническими движениями земной коры и имеют определенное место в истории развития последних. Эпохи накопления карбонатных формаций отвечают максимальному развитию трансгрессий моря на континенты и последующему длительно стабильному существованию бассейнов в достигнутых максимальных границах. Эпохи регрессий, напротив, характеризуются минимальным развитием известняковых образований.

Обосновав идеи о типах литогенеза (гумидном, ледовом, аридном и эффузивно-осадочном), Страхов (1960, 1962) существенно углубил понятие о естественных парагенетических сообществах пород — осадочных формациях. Он указывает, что успешное изучение формаций возможно лишь на базе выяснения их генетических связей в силу образования в общих физико-географических условиях.

Несмотря на общее признание большого значения тектонических факторов при выделении многих формаций, было бы неправильно ограничиваться этим признаком. Более широка основа, на которой разрабатывают учение о формациях Шатский, Страхов и другие исследователи, выделяющие многообразные формации не только по времени их появления в истории тектонического развития (исторический признак), по месту образования в различных тектонических зонах (регионально-тектонический признак), но также учитывающие прочие важные факторы — климатические, гидрологические, физико-химические и биологические, формирующие характерный облик пород данной формации.

Итак, формации — это крупные совокупности родственных фаций, сформировавшихся в сходных условиях. Кроме осадочных выделяют также магматические и метаморфические формации. Главный критерий выделения осадочных формаций — тектонический режим эпохи их образования. По этому критерию выделяются формации складчатых поясов, платформенные и переходные формации.

Формации складчатых поясов: аспидная (глинистые и алевролитовые толщи, почти без песчаников); спилито-кератофировая (ассоциация основных и кислых вулканитов); яшмовая (яшмы различной окраски, песчаники, вулканиты); офиолитовая (основные и другие лавы); флишевая (обломочные и карбонатные породы с ритмичным строением); известняковая (известняки, доломиты, мергели, реже — глинистые сланцы и алевролиты); андезитовая (с преобладанием андезитов и андезибазальтов); нижняя молассовая (глинистые породы, песчаники, мергели с подчиненными конгломератами); верхняя молассовая (конгломераты, песчаники, глинистые породы, мергели) и многие другие. Формации платформ: кварцево-песчаная, каолинитово-песчаная, меловая, опоковая, угленосно-бокситово-железистая, различные галогенные формации и многие другие. Формации переходные: красноцветные (красноцветные песчаники, алевролиты, глинистые породы); галогенные; угленосные и другие.

Изучение и картирование перерывов и несогласий, выделение и изучение формаций, являются неотъемлемыми составными частями всего комплекса методов изучения тектонических движений земной коры вместе с палеогеографическим и фациальным анализом и сопоставлением мощностей. Примененные совокупно, они дают в руки геологу могучее оружие анализа тектонических движений прошлого.

Для более тщательного и подробного изучения темы раздела рекомендую самостоятельно проработать нижеуказанные страницы учебника Ажгирей Г.Д. Структурная геология / Г.Д. Ажгирей.– М.: МГУ, 1966.– С. 42–68.

Материалы этого раздела отражают современную научную модель геологии. Если вы желаете самостоятельно обдумать все предложенные в этом разделе понятия геологии, настоятельно рекомендую ознакомиться с альтернативной точкой зрения на геологию и все естествознание в целом В.М. Дуничева (см. приложение 4), где материал, касающийся континентальных склоновых и др. фаций, можно найти в Интернете по этой гиперссылке [www.science.sakhalin.ru/Geography/DVM/2002/03.html].


Контрольные вопросы

1. Какова последовательность отложения осадка (снизу вверх) в постепенно высыхающих озерах и отчленившихся от основного моря лагунах в условиях аридного климата?
2. Признаком какой фации является минерал глауконит?
3. Как называются породы рудных фаций, образовавшие еще в докембрии огромные запасы железа?
4. Что такое эпейрогеническая и палеогеографическая кривые и, что по ним можно узнать?
5. В чем отличия метода мощностей от метода фаций?




 
© 2008–2011,   С.Н. Коваленко, кафедра географии ВСГАО. Все права защищены.