книги из ГПНТБ / Основные проблемы геологии С. Н. Бубнов ; под редакцией Е. Е. Милановского. 1960- 12 Мб

Фаза регрессии — это возвращение к фации мелко­

водья, но большей частью без повторяемости свит в обратном порядке. Происходит лишь накопление мелкокластических пе­ литовых свит, часто содержащих значительные количества би­ тумов и химических осадков, в особенности солей.

В фазе эмерсии поверхность глыбы поднимается выше уровня моря. Если и происходит отложение осадков, то это бы­ вают речные и озерные отложения, ледниковые образования и отложения торфяников, т. е. угли.

Количество фаз может быть большим или меньшим, так как

процесс зависит от скорости и от амплитуды вертикальных ко­ лебаний. Далее, не следует забывать, что циклы бывают весь­ ма различной продолжительности, — от мелких циклов или циклотем Мура, которым соответствует самое большее одна биозона или же части ее, до больших циклов, охватывающих

собой один или несколько геологических периодов. Фазы циклов различного порядка могут накладываться друг на друга, вслед­ ствие чего возникают усиления или же ослабления фаз подня­ тия и опускания, а также различия или расхождения фаз, кото­

рые большей частью выступают с достаточной ясностью в раз­

резе. Характерные примеры из лейаса в Германии описали Клюпфель, Фребольд и Гейдорн (рис. 15). Мне кажется, что

нет надобности касаться этого вопроса ближе, так как в Со­ ветском Союзе Белоусов описал эти явления на прекрасных

примерах из области Русской платформы.

Для суждения об отложении осадочных пород на шельфах существенной является мощность осадочных образований, кото­

рая подвержена значительным колебаниям. Устойчивые плат­

формы, как, например, Русская плита, а затем Южно-Герман­ ская, Швабско-Франконская плиты и Средне-Германское (Тю-

рингское) плато, обнаруживают мощность верхнего этажа, ко­ леблющуюся от 500 до 2000 м.

Толща слоев от кембрия до третичной системы Русской пли­ ты имеет в среднем мощность от 800 до 1000 м1, причем на се­ веро-западе наблюдается выпадение молодых формаций, а на юге —■ древних. Триасово-юрская серия, залегающая над кри­ сталлическими породами Южно-Германской или Швабско-

Франконской плиты, имеет мощность приблизительно в 1100 м, а серия верхней перми, триаса и лейаса в Средней Германии

(Тюрингия), залегающая несогласно на варисцийском склад­ чатом фундаменте, — от 2000 до 2300 м, в связи с чем здесь уже наблюдается меньшая устойчивость и более сильная де­ формация. То же самое мы встречаем и в восточной части Рус-

1 По данным бурения, мощность осадочного покрова на Русской плите составляет в среднем 1,5 — 2 км. — Ред.

79

ской плиты, в той ее части, которую Архангельский назвал Вос­ точно-Русской впадиной и которая, по Шатскому, распадается

на несколько синеклиз. Здесь мощность серии от девонской до меловой системы достигает 2—3 тыс. м и подвижность оказы­ вается значительно большей, нежели далее к западу, например,

в Московском бассейне, на Прибалтийской плите.

ность осадочных отложений является намного большей. В бас­ сейне северо-западной Германии мощность отложений от цехштейна до нижнего мела доходит до 7000 м; мощность только юрских и нижнемеловых отложений достигает 3200 м (рис. 16). Далее на север из разреза выпадает значительная часть юрских

и нижнемеловых отложений, но зато здесь сильно развиты верх­ немеловые и третичные отложения, так что общая мощность

80

верхнего этажа достигает здесь тоже 6000—7700 м. По-види­ мому, мы встречаемся здесь с определенной специфической за­ кономерностью, свойственной платформам или шельфам, со­ стоящей в том, что' мощность послеорогенного верхнего' этажа в областях с постоянным тектоническим характером выражается определенными постоянными величинами, дающими лишь не-

Рис. 16. Суммарные мощности отложений юры и нижнего мела в северозападной части Германии

/ — мощности меньше 1000 м; 2 — от 1000 до 2000 м; 3 — от 2000 до 3000 м; 4 — больше 3000 м

значительные колебания, но весьма значительно отклоняющи­ мися от величин, характерных для других тектонических типов.

Этой закономерности подлежат не отдельные формации, а лишь общая величина мощности. Так, например, в Южной Гер­ мании мощные юрские отложения залегают на сокращенных триасовых, а в Средней Германии распространен мощный три­ ас под маломощной юрой, охватывающей только' лейас. Выше уже 'упо1миналось, что в Северной Германии в итоге получают-

ся одинаковые величины мощности, местами вследствие сильно­ го развития юрских и нижнемеловых отложений, местами же

по причине весьма увеличенных мощностей верхнемеловых и

третичных осадков. Аналогично складывается и мощность верх­ него этажа Русской плиты: на северо-западе из древнего палео­ зоя, в центре из девона и карбона, а на юге — из меловых и третичных отложений.

Прекрасный пример лабильного шельфа в Советском Союзе представляет район Эмбы, где свита слоев от верхней перми до четвертичной системы достигает 4500 м. Приблизительно та­ кую же величину погружения дает и Германо-Польский бас­ сейн, в котором послекаменноугольные осадочные образования имеют мощность в 4000—4500 м. В Парижском бассейне уста­

новлены меньшие величины, а именно, максимально около 2200 м для серии юрских, меловых и третичных отложений.

В макроморфологическом отношении устойчивые платфор­

мы образуют главным образом плато и иногда зоны поднятия,

а подвижные — большей частью имеют форму бассейнов.

столько медленны, что они при опускании постоянно компен­ сируются отложением осадков мелконеритовой фации. Про­ исходящие же иногда поднятия протекают медленно, вследст­ вие чего сохраняется наступившая после главного горообразо­ вания выровненность рельефа и расчленение суши не получает развития. Амплитуда движений переменчивая, она невелика у устойчивых шельфов и может быть весьма большой у подвиж­ ных. По-видимому, каждая платформа имеет определенную максимальную мощность осадочных образований; но, как мы

уже видели, эта максимальная мощность достигается в страти­ графически различных комплексах слоев. Достижение этих пре­ дельных величин ведет, вероятно, к тому, что Белоусов назы­ вает «инверсией режима». О причинах этого явления мы пока что говорить не будем; отметим только, что решающее значение здесь имеет, по-видимому, изостатическая компенсация, в осо­

бенности же толщина сиалической коры или положение по­

верхности Мохоровичича. Эта поверхность или, иначе говоря,

верхняя граница перидотитового слоя с плотностью 3,0—3,4

находится согласно сейсмическим исследованиям по взрывам в Северной Германии на глубине 27 км, в Средней Германии—

31 км, а в Альпийских горах она залегает значительно глубже.

Поэтому нужно считать весьма вероятным, что более под­ вижное или, наоборот, более устойчивое состояние отдельных частей глыб является функцией вертикальной структуры этих

82

ворилось при рассмотрении районов устойчивых глыб. Клоос особенно подчеркивает эту связь щитообразных поднятий с об­ разованием грабенов, как бы возвращаясь к старым представ­ лениям Эли де Бомона и Леопольда фон Буха. Тем самым он

Южная часть свода Золлинг

Рис. 17. Блокдиаграмма и геологические профили через свод Золинг, по Сфебольду

отвергает не только сверх меры подчеркивавшиеся в прошлом

связи с альпийскими формами складчатости, но также и тот весьма распространенный взгляд, что образование грабенов вызывается начинающимся расхождением глыб, как это счита­ ет Вегенер. В противоположность этому взгляду Клоос пыта­ ется доказать, что большие грабены, в частности, грабены Вос­ точной Африки и Рейнской долины, располагаются по оси щи­ тообразного округлого возвышения или тумора, которые он на-

84

зывает Арабским и Рейнским щитами (рис. 18). Хотя это ча­ сто кажется очевидным и подкрепляется Клоосом как вычисле­ ниями, так и экспериментально, все же следует отметить, что этим не исчерпывается объяснение возникновения грабенов и что здесь могут быть различные конвергентные процессы. Во всяком случае, грабен Осло в Норвегии, как это показал сам Клоос, а.также грабен Минчинского канала между Ирландией

и Шотландией и Верхне-Рейнский грабен по краю Оденвальда

обнаруживают ясные следы значительных горизонтальных

О Ю00 2000 3000к»

Рис. 18. Сравнение рейнских и эрит­ рейских грабенов. Схема эритрей­ ских грабенов (справа) дана в мас­ штабе, уменьшенном почти в 10 раз по сравнению с масштабом схемы рейнских грабенов. Изолинии окон-

туривают поднятия. По Клоосу

передвижений. Таким образом, все эти явления представляют дислокации, продолжающиеся далеко вглубь, а возможно, да­

же через всю толщу твердой земной коры, так что они коренят­ ся значительно глубже, нежели поверхностные туморы. Эти глубокие дислокации часто оказываются значительно более древними, нежели тумор. Так, например, по краям ВерхнеРейнского грабена можно установить уже верхнепалеозойские, а возможно, даже и более древние сдвиги. В таком случае, это подлинные линеаменты, послужившие в дальнейшем нача­ лом образования грабенов. Можно предполагать, что основ­ ной атлантический вулканизм, о котором шла речь уже выше,

непосредственно связан с образованием «растягивающихся ку­ полов» или туморов. В этом вопросе мы возвращаемся, следо­ вательно, к прежним представлениям Бомона и Буха (рис. 19).

Помимо образования туморов и заложения больших грабе­ нов, являющихся, однако, в качестве линеаментов автономны­ ми и продолжающихся через многие элементы различного гео­

логического строения, устойчивые платформы подвержены бо-

85

лее или менее ясно выраженной трещиноватости. В некоторых частях Балтийского щита, носивших в кембросилурийское вре­

мя характер платформы или стабильного шельфа, ясно распо­ знается, что сеть трещин в плоско залегающих осадочных отло­ жениях верхнего этажа полностью совпадает с сетью трещин

кристаллического фундамента, хотя этот фундамент определен­ но является более древним образованием. Таким образом, тре­

тий.- Донецкий кряж

Рис. 19. Схематические профили через диктиогенические подня­ тия, по Бубнову

щины проектируются или прорисовываются' в верхнем этаже,

причем остается неизменной только их географическая ориен­

тировка, в то время как характер движения может меняться и

даже становиться обратным. На некоторые примеры уже ука­ зывалось. В подобных случаях при минимальных сдвигах на таких плоскостях скольжения стабильного шельфа возникает

«копированная тектоника», которая является характерной для устойчивых платформ.

86

От этого типа устойчивого состояния и косной тектоники начинается беспрерывный ряд, ведущий к более сильной и бо­ лее пластичной деформации подвижных шельфов или плат­ форм. Совершенно очевидно, что увеличение деформации нахо­ дится в прямом отношении к мощностям осадочных отложений,

т. е. к величине общего погружения. Это весьма наглядно пока­ зал Штилле много лет тому назад на примере Средней Герма­ нии.

1)В Гессенском секторе имеется маломощный верхний

этаж, состоящий только из верхней перми и триаса и залегаю­ щий на сильно складчатом палеозое варисцийских гор. Текто­ нические элементы выражены здесь главным образом узкими

клинообразными грабенами.

2)При продвижении на север (в район южного Ганновера)

вобласти окраинной впадины варисцийских гор амплитуда складок фундамента становится меньшей; зато благодаря по­ явлению юрских отложений над триасовыми серия верхнего этажа становится более мощной. В структуре верхнего этажа имеются брахиантиклинали и брахисинклинали приблизитель­

но одинаковой ширины, часто комбинирующиеся со сбросами. Все это соответствует типу образования дизъюнктивной склад­ чатости (рис. 20).

3)Еще далее на север варисцийские горы исчезают. Несо­

гласие между верхним этажом и основанием тоже исчезает;

вследствие включения меловых отложений верхний этаж стано­ вится более мощным. Тектонический тип характеризуется ши­

рокими недислоцированными мульдами между узкими, круто выдавленными брахиантиклиналями.

Эти три типа Штилле называет соответственно дэжективным, конгруентным и эжективным и объяс­ няет их опусканиями, которые сузили поверхность пластичных областей, заключенных в устойчивую раму ранее образован­ ных складок. Эта область представляет образец так называе­

мого германотипного образования складок. Однако должно отметить, что такое объяснение представляет собой недопусти­ мую схематизацию.

В частности, в настоящее время выяснилось, что обычная схема образования складок при сжатии наблюдается в рассма­ триваемой области редко. Районы так называемой дэжективной

тектоники (рис. 21), для которых характерно образование кли­ нообразных грабенов, принадлежат не областям сжатия, а, на­

оборот, областям растяжения поверхности. Это растяжение весьма закономерно связано с теми дислокациями в Средней

Европе, которые простираются с северо-северо-востока на юго-

юго-запад, т. е. идут параллельно большим грабенам типа грабена Рейнской долины. Это направление называется рейн-

87