Добавил:
Upload Опубликованный материал нарушает ваши авторские права? Сообщите нам.
Вуз: Предмет: Файл:

Учебник

.pdf
Скачиваний:
65
Добавлен:
02.03.2016
Размер:
13.31 Mб
Скачать

1 а

1.б.

2

3 а

3.б

Рис. 45. Схема развития геосинклинали (по В. Е. Хаину, 1973)

1 – фундамент; 2 – конгломераты; 3 – песчаники и алевролиты; 4 – глины; 5 – известняки; 6 – флиш; 7 – разрывные нарушения; 8 – излияния и пластовые интрузии основных пород спилито-кератофировой формации; 9 – граниты, плагиограниты; 10 – вулканические образования порфировой формации

154

Интенсивность или сила землетрясения измеряется в баллах. Существует две системы-шкалы силы землетрясений: первая из них создана в 1931 г. учёным Меркали и называется его именем или шкалой «М». В ней все землетрясения классифицируются по 12-балльной системе. Вторая шкала – японская, она является 8-балльной.

Большая разрушительная сила землетрясений, часто большое количество человеческих жертв ставят их в разряд наиболее грозных и разрушительных сил природы, являющихся проявлениями эндогенных геологических процессов. Одним из крупнейших землетрясений в истории человечества является Тяньшаньское землетрясение 1976 г., унесшее около 600000 человеческих жизней и принесшее огромный материальный ущерб. На памяти нынешнего поколения людей известны такие крупные землетрясения с многочисленными жертвами, как землетрясение 1963 г. в г. Скопле (Югославия), Ашхабадское землетрясение 1948 г., Ташкентское 1966 г., Газлинское 1976 г. и «свежее» в нашей памяти землетрясение 1989 г. в армянском городе Спитаке и др.

В наши дни (2010 г.) произошло очень сильное землетрясение с огромным числом человеческих жертв (около 300000) и несколькими повторными проявлениями силой 5-7 баллов на Гаити.

Поэтому большое внимание всегда уделялось вопросам прогнозирования землетрясений для своевременного предупреждения и эвакуации населения и материальных ценностей. Для реального прогноза надо ответить на три главные вопроса: 1) где оно произойдёт; 2) когда это случится; 3) какова возможная сила ожидаемого землетрясения?

Ответ на первый вопрос даёт сейсмическое районирование, при котором определяются зоны различной сейсмической активности. В дополнение к этому используется анализ предыдущих землетрясений и более точные предсказания: сведения о беспокойном поведении животных, внезапное изменение уровня грунтовых вод и уровня воды в водохранилищах и колодцах, а также другие признаки, известные местному населению

Общий анализ всех характеристик района в сейсмическом отношении может дать ответ и на второй вопрос – о времени предстоящего землетрясения в конкретном районе, хотя это значительно сложнее.

О приближении времени землетрясения могут свидетельствовать: 1) участившиеся подвижки земной коры; 2) резкое изменение уровня грунтовых вод; 3) беспокойное беспричинное поведение групп животных; 4) изменение скоростей распространения упругих сейсмических волн по данным геофизических наблюдений.

135

В последние годы отрицательными моментами в работе по сейсмическим исследованиям и систематическим наблюдениям стали многочисленные факты закрытия сейсмических станций, особенно в сейсмически активных районах, нарушение систематичности наблюдений на оставшихся сейсмостанциях. Кроме того, большим недостатком в этом направлении является довольно распространённое недоверие к научным прогнозам относительно места и времени возможных землетрясений, что не позволяет своевременно в ряде случаев принимать меры безопасности даже тогда, когда предсказания учёными делаются довольно своевременно и успешно.

3.3.5 Понятие о формациях

С особенностями тектонического режима развития земной коры связано образование определённых формаций горных пород. Поэтому здесь приводятся общие понятия о типах таких формаций и условиях их формирования.

Формация представляет собой комплекс фаций или горных пород, образованных в условиях определённого геотектонического режима. Выяснив с помощью анализа фаций физико-географические условия образования осадков или горных пород, с помощью формационного анализа мы можем установить или восстановить условия тектонического режима, существовавшего на данном участке поверхности земной коры во время формирования этих комплексов осадков.

Как было сказано ранее, согласно классической геосинклинальной теории выделяются три стадии тектонического развития земной коры: геосинклинальная, орогенная и платформенная, которым соответствуют и три группы формаций осадочных горных пород, образующихся на этих стадиях: геосинклинальная, орогенная и платформенная.

Геосинклинальные формации формируются в геосинклинальный период развития земной коры в условиях контрастно выраженных, резко дифференцированных тектонических движений, характеризующихся общим прогибанием участков земной коры и колебательным характером этих движений на фоне общего погружения. В таких условиях в океанических бассейнах происходит накопление больших мощностей осадков, составляющих чаще всего тысячи метров (до 7000-8000 м). Колебательный характер тектонических движений в сочетании с особенностями накопления осадков в морских условиях приводят к образованию ритмично слоистых толщ с резко меняющейся на небольших расстояниях мощностью. Накопление мощных геосинклинальных формаций осадочных горных пород сопровождается активной магматической и тектониче-

136

орогенная стадия (рис. 45, 3а-3б). На раннем этапе орогенеза значительно сокращаются области аккумуляции осадков, прогибание сменяется воздыманием, а в конце стадии проявляются активные горообразовательные процессы. По разломам происходит образование вулканов с наземным извержением кислых и основных (базальтовых) лав. Типичные формации – молассовая и порфировая.

Врезультате последовательной смены рассмотренных стадий на месте геосинклинальных областей возникают орогены горно-складчатые области, выраженные в рельефе горными хребтами, разделенными межгорными впадинами. Конечный итог геосинклинального этапа образование континентальной коры, которая формируется не за счет усложнения ранее существовавшей океанической, а за счет вновь сформированной сначала океанической, а затем уже и континентальной коры. Такова идеальная схема развития геосинклинали в ее классическом понимании.

Согласно концепции глобальной тектоники плит, литосфера подразделена на тектонически обособленные плиты: крупные (Евразиатская, Североамериканская, Южномериканская, Тихоокеанская, Африканская и др.) и малые (Карибская, Китайская, Аравийская, Индокитайская, Охотская и др.) Границы между плитами фиксируются по очагам землетрясений. При перемещении плит по пластичной и подвижной астеносфере различают:

дивергентные границы – границы, вдоль которых происходит раздвиже-

ние плит – спрединг;

конвергентные границы – границы, на которых идет сближение плит, обычно выражающееся поддвигом океанской плиты под континентальную или под другую океанскую – субдукция. Если сталкиваются две континентальные плиты с некоторым подвигом одной под другую, то этот процесс рассматривается как коллизия;

трансформные границы – границы, вдоль которых происходит горизонтальное скольжение одной плиты относительно другой по плоскости вертикального трансформного разлома [45].

153

узкие зоны проявления ультраосновного и основного магматизма получили на-

звание окраинных (краевых) вулканических поясов.

Геосинклинальные системы в совокупности со срединными массивами образуют геосинклинальные области. Геосинклинальные области различаются временем основного орогенеза и входят в состав геосинклинальных поясов. В современном понимании геосинклинальный пояс – это подвижный пояс Земли, возникающий на границах крупных литосферных плит (океанических и континентальных) или в результате рифтообразования и расщепления континентальных плит. Развивается геосинклинальный пояс на океанической или утоненной и переработанной континентальной коре и является областью длительного накопления осадочных и вулканогенных толщ в морских глубоководных, а затем в островодужных и мелководных условиях.

Возникновение и развитие геосинклиналей – процесс очень сложный и многостадийный. Сущность его кроется во внутренней энергии Земли и определяется тремя основными стадиями:

стадия начального погружения (рис. 45, 1а-1б) или собственно геосинкли-

нальная – интенсивное погружение (до десяти и более километров) эвгеосинклинали по ступенеобразным разломам, накопление мощных морских терригенных осадков, начальный эффузивный магматизм с последующим «зеленокаменным» изменением. Типичные для эвгеосинклинальной зоны формации – спилито-кератофировая, офиолитовая, диабазовая, кремнистая. В миогеосинклинали накапливаются песчано-глинистые осадки, образующие впоследствии сланцево-граувакковую и аспидную формации. Завершается стадия разделением геосинклинали на интра1геоантиклинали (узкие поднятия) и интрагеосинклинали (частные прогибы);

зрелая (рис. 45, 2) или предорогенная стадия – характеризуется существованием глубоких интрагеосинклинальных прогибов, выраженных в рельефе морскими бассейнами, и узких интрагеоантиклинальных поднятий – архипелаги островов. В пределах эвгеосинклиналей формируется флишевая формация с тонкой и правильной ритмичностью осадков, в миогеосинклиналях – известковая формация с развитием барьерных рифов. В конце стадии происходит смена знака вертикальных движений, растяжения сменяются сжатиями и вызывают общую складчатость. Заканчивается стадия внедрением гранитоидных и гранодиоритовых интрузий;

1 «интра» – внутренний

152

ской деятельностью, что выражается примесью в осадках вулканогенного материала, образованием своеобразных сообществ-формаций горных пород. Обломочный материал в них представлен полимиктовыми песчаниками и граувакками. Последние представляют собой плотную темноцветную горную породу, которая образуется в результате разрушения изверженных, метаморфических и осадочных образований и сложена их обломками, сцементированными глинистым материалом. Обломки в таких породах плохо окатаны и плохо отсортированы.

Наиболее распространенные геосинклинальные формации осадочных горных пород: глинисто-кварцевая, кремнистая, карбонатная, флишевая, граувакковая. Приводим краткую характеристику некоторых из них.

Глинисто-кварцевая формация называется также аспидной или черносланцевой. В ней резко преобладают глинистые горные породы – сланцы тем- но-серого цвета, чётко выражена ритмичность осадков, заключающаяся в послойном чередовании более крупнозернистого – псаммо-алевритового и более мелкозернистого – глинистого материала. Обычно в разрезе формации наблюдается следующая картина: в основании разреза залегает тонкий слой песчаника или алевролита светло-серого цвета, который выше по разрезу постепенно сменяется глинистым слоем темно-серого или чёрного цвета через переходные по цвету и размерности разности осадка. Темноцветный глинистый материал верхней части разреза ритма обычно резко сменяется новым слоем песчаника или алевролита светло-серого цвета. Мощность таких двучленных серий осадков (пород) среди рифейских отложений Тимана не превышает обычно 1-2 см. Общая мощность формации достигает 3000-5000 м, на Среднем Тимане она представлена новобобровской свитой мощностью до 800 м. В составе аспидной формации могут быть пачки или прослои песчаников. Эта формация представляет большой практический интерес в отношении целого ряда полезных ископаемых, прежде всего мелкого золота, ванадия, возможно, платины и некоторых других редких и рассеянных элементов. Общие запасы полезных компонентов в черносланцевых формациях могут составлять весьма значительные величины.

Флишевая формация возникает во внутренних и внешних геосинклинальных прогибах на поздних стадиях их развития. Наиболее характерной особенностью формации является её ритмичное строение, которое, в отличие от аспидной формации, имеет три и более разновидности осадков в строении ритма. Флиш может быть терригенным, когда он сложен только обломочным материалом: песчаниками, алевролитами и аргиллитами; он может быть карбонатнотерригенным, в котором ритм начинается алевролитами и завершается карбо-

137

натными породами. Известны и карбонатные разновидности флиша, состоящего из глинистых, карбонатно-глинистых и карбонатных горных пород. Мощность ритмов может изменяться от нескольких миллиметров до сантиметров. Из них образуются циклы мощностью до 1-2 м. Общая мощность флишевой формации достигает 7000 м.

Вплане эта формация имеет вытянутые, часто лентообразные формы пластов, повторяя форму узких геосинклинальных прогибов. В составе геологического тела часто хорошо прослеживается зональность: центральная часть выполнена собственно флишем, а в краевых частях, при приближении к поднятиям она сменяется сначала грубым, содержащим значительную примесь грубообломочного материала, а на границе с поднятием – диким флишем с включением прослоев и пачек крупноглыбового материала.

Подобная формация широко распространена на Северном Кавказе, где она является классической карбонатной разновидностью формации.

Орогенные формации являются промежуточными между геосинклинальными и платформенными, образующимися в орогенную стадию. Мощности этих формаций сопоставимы с мощностями геосинклинальных и развиты они часто полосами, лентами вдоль горных систем.

Всоставе таких формаций преобладают обломочные горные породы, образующиеся в лагунных и континентальных условиях. Морские отложения, как правило, слагают только нижнюю часть разреза орогенных формаций.

Различают молассоидный, красноцветный, угленосный и галогенный типы разрезов орогенных формаций. Все они принадлежат так называемой молассовой формации, сложенной сероцветными или красноцветными конгломератами, песчаниками, глинами и мергелями с крупной ритмичностью и часто косой слоистостью. Размер обломков, слагающих горные породы, закономерно уменьшается с удалением от горной системы. Одной из отличительных особенностей молассовой формации является слабое развитие в ней вулканогенных образований.

Всоставе формации выделяют нижнюю и верхнюю части. Нижняя сложена глинами, алевролитами и песчаниками с незначительным количеством конгломератов и мергелей. В ней часто хорошо выражены следы подводнооползневых явлений: крупная ритмичность, иногда волноприбойные знаки ряби. Образуется она в морских и лагунных условиях вблизи горных хребтов. С нижней частью формации связаны месторождения угля, горючих сланцев, нефти, каменной соли. Верхняя часть формации сложена обычно крупнообломочными горными породами: конгломератами и галечниками, содержащими зна-

138

Миогеосинклиналь

 

Эвгеосинклиналь

 

 

 

0

500

1000

1500

2000

Рис. 44. Миогеосинклиналь и эвгеосинклиналь Аппалачей к концу ордовика (по Дж. М. Кэю)

1 – известняки и доломиты; 2 – песчаники и кварциты; 3 – глинистые и слюдистые сланцы; 4 – лавовые потоки; 5 – основные интрузии

Эвгеосинклиналь (ev – приставка, указывающая на полноту, совершенство) – наиболее подвижная, обычно внутренняя часть геосинклинали, характеризующаяся высокой вулканической активностью и глубоким метаморфизмом. Эвгеосинклинали свойственны отложения большой мощности, включающие граувакковую, кремнистую, вулканогенную и офиолитовую формации.

Миогеосинклиналь (meion – «менее», приставка, указывающая на неполноту, неполноценность) – относительно малоподвижная, в основном, внешняя часть геосинклинали, характеризующаяся слабой вулканической активностью. Преобладают терригенные и карбонатные формации. Миогеосинклиналь располагается на сравнительно медленно погружающихся окраинах устойчивых областей (платформ, срединных массивов) с уже сформировавшимся гранитным слоем.

Эвгеосинклинали и миогеосинклинали образуют элементарную геосинклинальную пару – геосинклинальную систему, которая, с одной стороны, ограничена жесткой платформенной глыбой, а с другой – срединным массивом, отделяющим ее от смежной геосинклинальной пары.

Срединные массивы по набору осадочных формаций, их незначительной мощности и характеру складчатости напоминают платформы и, по сути, являются относительно широкими и устойчивыми глыбами континентальной коры. Одним из главных отличий их от платформ служит часто и весьма интенсивно проявляющийся по периферии магматизм, преимущественно эффузивный. Эти

151

Границы океанов и континентов четко выражены в виде крупнейших сверхглубинных разломов и проводятся по смене типа коры в месте сопряжения материковых и океанских блоков, т. е. по границе выклинивания гранитнометаморфического слоя.

Всоставе континентов на основании геотектонического режима их развития выделяют относительно подвижные (мобильные) структуры – геосинклинали и малоподвижные (стабильные) структуры – платформы.

4.2.2.1Геосинклинали, их основные характеристики, история развития и строение

Вклассическом представлении геосинклинали – это вытянутые зоны высокой подвижности, повышенной проницаемости и значительной расчлененности литосферы, характеризующиеся на ранних этапах своего развития преобладанием интенсивных погружений, а на заключительных – интенсивных поднятий, сопровождаемых значительными складчато-надвиговыми деформациями [44].

Главные признаки геосинклиналей:

линейность геосинклинальных зон и геоструктурных элементов, входящих в их состав;

набор определенных литологических формаций1;

закономерная направленность вертикальных тектонических движений, вызывающих значительную расчлененность рельефа;

закономерная направленность магматических явлений;

огромная мощность накопленных осадков (от 10 до 25 км);

быстрая изменчивость мощностей и фаций вкрест простирания и относительная выдержанность их по простиранию геоструктурных элементов;

интенсивная дислоцированность осадков;

глубокий метаморфизм осадков и вулканитов;

резкая дифференциация гравиметрического поля, наличие в нем линейных зон полосовых аномалий, значительных градиентов силы тяжести;

повышенная сейсмическая активность, приуроченность к геосинклиналям большого числа землетрясений;

повышенное значение теплового потока, идущего из недр.

Встроении геосинклинали выделяют эвгеосинклинали (внутренние) и миогеосинклинали (внешние) структурные элементы (рис. 44).

1 Формации-индикаторы: кремнистые, яшмовые, аспидные, граувакковые, флишевые, офиолитовые, спилито-кератофировые, диабазовые.

150

чительное количество валунов. В её составе известны также гравелиты, псаммолиты, алевролиты, аргиллиты. Весьма характерно отсутствие чётко выраженной слоистости. Образуется эта часть формации в чисто континентальных условиях, имеет мощность в тысячи метров. С этой частью формации часто связаны угленосные и соленосные отложения.

Платформенные формации образуются в условиях слабой тектонической активности и распространены в пределах древних и современных платформ. Они характеризуются небольшой мощностью осадков и большими площадями распространения.

Образование платформенных формаций напрямую зависит от климатических особенностей конкретных областей Земли и связано с действием атмосферных геологических процессов или шире – экзогенных геологических процессов. В связи с этим среди них выделяют: формации кор выветривания, ледниковые и проч. Кроме того, различают платформенные формации по составу слагающих их горных пород или полезных ископаемых: бокситоносная, титаноносная, карбонатная, меловая, угленосная, угленосно-бокситово-железистая и др.

Рассмотрим в качестве примера угленосно-бокситово-железистую формацию платформ, широко проявленную в Тиманской бокситорудной провинции. Представлена она континентальными песчано-глинистыми отложениями, образованными в лагунных, болотных, реже – прибрежно-морских условиях. При её образовании большую роль сыграло органическое вещество, накопившееся одновременно с обломочным материалом и превратившееся в уголь, а также накопление хемогенным способом окислов железа и алюминия. Такой тип формаций широко распространён на всей территории Европейской части России среди нижнекаменноугольных отложений: в Подмосковном угольном бассейне, Северо-Онежском бокситоносном районе, на Среднем и Южном Тимане с широко распространёнными здесь месторождениями бокситов, угленосных и железистых отложений. Все эти районы характеризуются одновозрастными формациями, образование которых происходило в условиях жаркого влажного климата. В составе этой формации угленосные и железисто-бокситовые отложения разделены по площади и постепенно вытесняют друг друга.

В настоящее время производится добыча таких бокситов на Тихвинском месторождении, подготовлены к производству эксплуатационных работ Севе- ро-Онежские месторождения и полностью разведаны месторождения Южного Тимана; уголь добывается в Подмосковном угольном бассейне, а железные руды – в Липецком железорудном районе.

139

Помимо тектонического признака, осадочные формации горных пород выделяют также по климатическому признаку: гумидные, аридные и ледовые; по типу полезных ископаемых, связанных с этими отложениями, выделяют

рудные, рудоносные, фосфоритовые, нефтеносные и другие.

Кроме формаций осадочных горных пород выделяют также формации вулканогенные, вулканогенно-осадочные, магматические и метаморфические.

Для каждой геологической формации характерны совершенно определённые условия их образования. Значит, изучив состав формации и определив условия её образования, мы можем расшифровать определённую стадию развития земной коры на участке развития этой формации.

Комплекс методов, с помощью которых производится анализ геологических формаций, называется формационным анализом.

С помощью формационного анализа восстанавливаются геотектонические условия развития любого конкретного региона нашей планеты, восстанавливается история развития тектонических движений в данном регионе. Расшифровка же истории геологического развития необходима для определения перспектив разных участков земной коры на возможность выявления месторождений полезных ископаемых, в том числе и горючих: угля, нефти, газа, конденсата, горючих сланцев. Поэтому формационный анализ имеет очень большое значение при прогнозировании полезных ископаемых и составлении прогнозных карт на все виды полезных ископаемых.

140

Срединноокеанские хребты – протяженные (около 20000 км), сейсмически активные системы горных сооружений высотой 2-3 км над дном океана. Приосевые части хребтов осложнены глубокими продольными желобами и возвышающимися над ними гребнями. Вдоль осевой части обычно прослеживается система рифтовых долин.

Рифты – грабенообразные структуры, в которых центральные блоки ограничены глубинными разломами, доходящими до мантии. Рифтовые системы отличаются высокой тектонической и вулканической активностью, повышенными значениями теплового поля, полосовыми магнитными аномалиями.

Рифты наблюдаются не только в океанах. В настоящее время в пределах континентов установлены Байкальская, Восточно-Африканская, Калифорнийская и др. рифтовые области.

Океанские платформы (талассократоны) – асейсмичные океанские котловины, увенчанныесводовымивалообразнымиподнятиямииглыбовымихребтами.

Океанские окраины – области современных геосинклиналей с котловинами окраинных морей, островными дугами и глубоководными желобами. Котловины окраинных морей или геосинклинальные прогибы представляют собой крупные депрессии глубиной 3-5 км с океанической или субокеанической корой. Островные дуги – геоантиклинальные поднятия – это протяженные горные сооружения. Они вместе с глубоководными желобами (асимметричными протяженными депрессиями длиной 1500-4000 м, глубиной 5-10 км и шириной 5-20 км с крутизной склонов 5о) отделяют окраинные моря от области океанского ложа. Глубоководные желоба опоясываютобластьцентральнойчастиокеанов.

4.2.2 Строение континентов

Континенты – участки литосферы с существенно увеличенной мощностью земной коры, в составе которой присутствует «гранитный» слой. В качестве микроконтинентов рассматривают участки океанов с корой континентального типа, такие как: острова Новая Зеландия, Мадагаскар, подводные хребты Ломоносова, Менделеева, Альфа в Северном Ледовитом океане и др.

Характерные особенности континентов:

верхняя мантия имеет нечетко выраженную астеносферу, обеднена базальтоидной составляющей и более холодная;

основной и кислый магматизм;

формирование континентальной литосферы за счет геосинклинальных процессов, результатом которых является мощный гранитнометаморфический слой.

149

Характерными особенностями океанов являются:

специфическое строение верхней мантии: под океанами она практически вся состоит из астеносферы, более прогрета и обогащена легкоплавкой (базальтоидной) составляющей;

исключительно основной характер вулканизма: андезитовая линия, разделяющая области развития основного и кислого вулканизма, практически совпадает с геологической границей океан-континент;

океаническая литосфера сложена породами, которые не подвергались процессам складчатости и метаморфизма, т. е. океаническая литосфера не испытывает геосинклинального развития в классическом его понимании;

повышенный тепловой поток, «зебровидное» магнитное поле, повышенные значения гравитационного поля.

Внутри океанов по степени подвижности выделяют срединноокеанские хребты, океанские платформы и океанские окраины (рис. 43).

Материк

 

 

Океанская окраина

Океан

 

 

 

 

Срединно-океанический

Впадина

 

Впадина

Глубоководный

хребет

внутреннего

окраинного Дуга

желоб

Равнина Горы

моря

Равнина

Горы моря островов

0

20

40

60

 

океаническая кора

 

 

континентальная кора

 

кора

океаническая

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

(материковая)

переходного типа

 

кора

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

Рис. 43. Строение земной коры континентов и океанов

 

 

 

 

 

 

 

и основные структуры океанов

 

 

 

 

 

1

2

 

3

 

4

 

 

5

 

 

6

 

 

7

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

А

б

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

1 – вода; 2 – осадочные породы; 3 – гранитно-метаморфический слой; 4 – базальтовый слой; 5а – мантия Земли; 5б – участки мантии, сложенные породами повышенной плотности; 6 – участки мантии, сложенные породами пониженной плотности; 7 – глубинные разломы

Глава 4. ИСТОРИЧЕСКАЯ ГЕОЛОГИЯ С ОСНОВАМИ ПАЛЕОНТОЛОГИИ

Историческая геология – наука описательная, изучающая историю развития Земли со времени возникновения земной коры. Рассматривая геологическое прошлое в хронологическом порядке, историческая геология устанавливает закономерности развития Земли, главным образом ее внешней оболочки, исследует строение земной оболочки в различных точках земного шара, выявляет причины образования определенных горных пород и связанных с ними полезных ископаемых, восстанавливает эволюцию органического мира.

Главные задачи курса:

1.Определение возраста горных пород и последовательности образования слоев горных пород.

2.Восстановление физико-географических условий земной поверхности прошлых геологических эпох.

3.Восстановление тектонических движений прошлых геологических эпох

иистории развития структуры земной коры.

4.Выяснение общих закономерностей историко-геологического процесса.

5.Выяснение общих закономерностей размещения полезных ископаемых. Историческая геология как наука возникла на рубеже XYIII-XIX веков. В

ее развитии выделяется ряд этапов, первый из которых приходится на конец XYIII-середину XIX веков. Началом этого этапа явилось введение в геологию палеонтологического метода – метода определения возраста горных пород по ископаемым органическим остаткам. В центре внимания находились проблемы развития органического мира и тесно связанные с ними проблемы стратиграфии. Выдающиеся исследователи: Ч. Дарвин, У. Смит, О. К. Ковалевский, Ж. Кювье. Этап завершается составлением единой стратиграфической (геохронологической) шкалы.

Второй этап начинается в середине XIX в. и заканчивается в конце XIX в. Для него характерна разработка принципиальных основ палеогеографических реконструкций и появление ряда крупных палеогеографических обобщений по отдельным геологическим периодам. Важная роль на этом этапе отводится методу актуализма, разработанному Ч. Лайелем, сущность которого заключается в том, что геологические процессы прошлого познаются и восстанавливаются на основе изучения современных.

Третий этап охватывает конец XIX-середину XX веков. Это этап обобщения геологических данных с целью выявления характера тектонических движе-

148

141

ний и эволюции отдельных регионов. Критерием эволюционного учения явилась теория о платформах и геосинклиналях, позволившая разрешить вопросы формирования различных структурных элементов земной коры и объяснить процессы осадконакопления и магматизма в пределах этих элементов. Основоположник этой теории американский геолог Д. Холл. В дальнейшем значительный вклад в это направление внесли Д. Дэн, А. П. Карпинский, Н. М. Страхов, Г. Штилле, Ф. Ю. Левинсон-Лессинг, Н. С. Шатский, А. Д. Архангельский, А. А. Борисяк и др.

На современном этапе историческая геология как наука занимается выяснением общих закономерностей формирования земной коры и движущих причин этого процесса. На данном этапе она тесно смыкается с геотектоникой. В 50-е годы на первый план выдвигаются процессы, происходящие в верхней мантии (В. В. Белоусов, Р. Ван Бембелен). Позднее стало развиваться учение о геосинклиналях и геосинклинальных поясах (М. В. Муратов, В. Е. Хаин), в строении и развитии которых огромная роль отводилась мантийным разломам (А. В. Пейве).

Новый материал по строению дна океанов, полученный в 60-70-х годах, потребовал внесения очередных корректив в исходные положения теории геосинклиналей. В течение последних 30 лет появились и широко распространились гипотезы, называемые «неомобилистскими». Это более глубоко разработанные варианты гипотезы движения континентов, изложенной еще в 1924 году немецким геофизиком А. Вагенером. Теоретически хорошо разработана концепция тектоники литосферных плит, часто называемая просто «тектоникой плит». Эта концепция рассматривает идею развития геосинклиналей под влиянием движения и взаимодействия литосферных плит. Некоторые сторонники этой концепции предлагают вообще отказаться от представления о геосинклиналях.

Таким образом, на современном этапе события прошлого Земли интерпретируются с позиций двух геотектонических теорий: теории фиксизма и теории глобальной тектоники. Основное противоречие между ними состоит в различии взглядов на положение континентов и океанов на протяжении истории Земли, в различной оценке роли горизонтальных и вертикальных тектонических движений. В каждой из этих теорий имеются свои плюсы и свои недостатки. Задача настоящего времени – поиск возможного синтеза этих теорий и создание единой теории тектогенеза.

странственном размещении горных пород, слагающих земную кору, существует определенная упорядоченность, выраженная в том, что породы развиты не изолированно, а образуют закономерные сочетания (ассоциации, сообщества), обусловленные единством условий их образования. Эти закономерные устойчивые ассоциации горных пород, связанные единством вещественного состава и строения, обусловленного определенным геотектоническим режимом, получили название геологических формаций. Большинство формаций служат надежными индикаторами тектонического режима.

В зависимости от тектонической обстановки выделяется три группы формаций: геосинклинальные, платформенные и орогенные. Типичные гео-

синклинальные формации – глинисто-сланцевая или аспидная, спилитокератофировая, терригенная, известняковая или карбонатная, кремнистовулканогенная, флишевая. Платформенную стадию характеризуют формации: морская терригенная, морская карбонатная, лагунно-континентальная, эвапо- рито-красноцветная, угленосная, трапповая. На орогенном этапе образуется молассовая формация (толща терригенных пород, вмещающих мощные пачки конгломератов), наземно-порфировая и гранитоидная со щелочным уклоном.

Изучение закономерностей распространения формаций в пространстве позволяет установить размещение типов тектонических структур во время образования этих формаций. Повторяемость типичных формаций в пространственно разобщенных структурах дает возможность наметить общую этапность в истории тектонического развития структур, сравнить наборы формаций, близких по типу структур разного возраста.

Формационный анализ играет главную роль и при выяснении общих закономерностей размещения полезных ископаемых, так как каждому типу формаций свойственен свой набор полезных ископаемых.

Анализ формаций предусматривает составление специальных карт, разрезов, колонок, на которых выделены формации, отражена их характеристика, показано взаимоотношение со смежными формациями.

4.2 ОСНОВНЫЕ СТРУКТУРНЫЕ ЭЛЕМЕНТЫ ЗЕМНОЙ КОРЫ

4.2.1. Основные элементы океанов

Исходя из строения земной коры (гл. 1, с. 11-12) основными структурными элементами ее являются океаны и континенты.

Океаны – крупнейшие участки земной коры со специфическим строением коры, главной особенностью которой является отсутствие «гранитного» слоя.

142

147

приводят к трансгрессиям моря, положительные – к регрессиям, следовательно, области моря – это области прогибания, области суши – области поднятия.

Метод мощностей позволяет установить характер колебательных движений и подразделить исследуемую территорию на области с различной интенсивностью прогибаний. В основе метода лежит представление о том, что в областях поднятия происходит денудация земной коры, а в областях прогибания – накопление осадков. При этом в подавляющем большинстве случаев прогибание будет компенсироваться осадконакоплением, а мощность накопившихся осадков будет пропорциональна амплитуде колебания. Отсюда следует, что на участке, где отложения определенного стратиграфического горизонта имеют наибольшую мощность, прогибания в соответствующий отрезок времени были наиболее интенсивными. Конечным результатом является карта мощностей, которая строится для определенного горизонта путем нанесения значений мощностей, взятых по отдельным разрезам. Оконтуривание областей с равными значениями дает картину распределения участков с более и менее интенсивными прогибаниями. Области поднятий на таких картах будут выделяться как области отсутствия отложений (нулевые значения мощностей).

Метод перерывов позволяет установить время проявления положительных тектонических движений. Он заключается в анализе возрастных соотношений между стратиграфическими горизонтами, разделенными поверхностью перерыва в осадконакоплении. Перерывы фиксируются в осадочных толщах выпадением из разреза тех или иных стратиграфических подразделений. Интервал перерыва в осадконакоплении соответствует времени проявления положительных движений.

Метод несогласий позволяет установить время проявления складкообразовательных движений. Метод заключается в анализе возрастных соотношений стратиграфических комплексов, разделенных поверхностью углового несогласия. Наличие углового несогласия свидетельствует о том, что к моменту формирования верхнего комплекса нижний комплекс испытал складкообразовательные процессы. Время проявления складкообразовательных движений будет отвечать интервалу между наиболее молодыми отложениями нижнего комплекса и наиболее древними верхнего комплекса.

4.1.4 Выяснение общих закономерностей историко-геологического процесса и размещения полезных ископаемых Данная задача решается при помощи формационного анализа коры на оп-

ределенном ее участке в определенный отрезок геологического времени. В про-

4.1 МЕТОДЫ ИСТОРИКО-ГЕОЛОГИЧЕСКИХ ИССЛЕДОВАНИЙ

Каждая из стоящих перед исторической геологией задач решается специально для этого разработанными методами.

4.1.1 Методы определения возраста горных пород

Методы определения абсолютного возраста (гл. 1, с. 31) горных пород основаны на использовании реакций радиоактивного распада. Применение радиоактивных исследований позволяет расчленять и сопоставлять разрезы отложений, залегающих в любых условиях и значительно удаленных друг от друга. Однако сложность методики и недостаточная точность зачастую ограничивают их применение.

Для определения относительного возраста используют палеонтологический и стратиграфический методы (гл. 1, с. 25-30). Применяются они обычно совместно и позволяют решать следующие задачи:

расчленять разрезы, т. е. выделять различные по возрасту пласты в одном разрезе, одной толще;

коррелировать удаленные друг от друга разрезы, т. е. прослеживать

одновозрастные пласты на отдельных участках или на всей территории земного шара.

Универсальным является только палеонтологический метод. Стратиграфический метод может быть использован только в районах с горизонтальным ненарушенным залеганием пластов.

Иногда совместно с палеонтологическим методом используют минерало- го-петрографический. В данном случае одновозрастность залегающих в различных разрезах пластов устанавливается по сходству их минералогопетрографической характеристики. Обязательным условием при этом является малая удаленность разрезов, исключающая возможность изменения состава пласта по простиранию.

Выделяют литостратиграфические и биостратиграфические подразделе-

ния. Литостратиграфические подразделения выделяются на основе изучения минералого-петрографического состава пород, биостратиграфические – по результатам изучения комплексов ископаемых организмов.

Определение возраста магматических пород проводится по их соотношению с осадочнымитолщами, атакжепосоотношениюинтрузивныхтелмеждусобой.

На практике при стратиграфических исследованиях, кроме перечисленных выше методов, используют структурно-тектонические (корреляция разре-

146

143

зов по поверхностям несогласий) и геофизические методы (корреляция разрезов на основе изменения физических характеристик пород по разрезу).

4.1.2 Методы восстановления физико-географических условий земной поверхности прошлых геологических эпох

Фациальный анализ один из методов восстановления физикогеографических условий земной поверхности прошлых геологических эпох. Цель метода – изучение характерных особенностей горных пород и заключенных в них окаменелостей. Под фациями следует понимать взаимосвязанные ассоциации типов отложений, в строении которых отражены палеогеографические условия их формирования.

Каждая фация отвечает конкретной физико-химической обстановке и характеризуется определенным составом осадка и органическими остатками. Выделяют 3 типа фаций: морские, континентальные и переходные. Размещение фаций внутри определенного стратиграфического горизонта позволяет установить распределение физико-географических обстановок на поверхности Земли в соответствующий отрезок времени (рис. 42).

1

2

3

Рис. 42. Схема соотношения фаций в пределах слоя одновозрастных пород 1-3 – фации: 1 – литоральной зоны, представленная песчаниками с остатками наземных растений и морских беспозвоночных организмов;

2, 3 – сублиторальной зоны: 2 – представленная глинами и 3 – карбонатнымипородами с морской фауной

Морские фации подразделяются на прибрежные (фации литоральной зоны), мелководные (фации шельфа), глубоководные – батиальные и абиссальные. Прибрежные и шельфовые фации представлены терригенным, часто грубым материалом. Батиальные фации развиты на континентальном склоне. Это мелкий терригенный материал, находящийся в смеси с материалом пелагическим (хемогенным и биогенным). Абиссальные фации – тонкий пелагический материал – распространены в пределах океанического ложа.

Континентальные фации характеризуются большим разнообразием и классифицируются по характеру формирующего их геологического агента. Их разделяют на аллювиальные, речные, озерные, ледниковые, водноледниковые, эоловые и склоновые.

К переходным комплексам, образованным под влиянием моря и суши, относят фации дельт, эстуариев, лиманов и лагун. В природе морские фации значительно преобладают над континентальными и переходными.

Фациальный анализ проводят путем детальных исследований конкретного геологического материала, а именно: особенностей строения слоев одновозрастных горных пород, их вещественного состава, структурных и текстурных особенностей, заключенных в них ископаемых остатков или следов их жизнедеятельности.

Выделяют литологический анализ – метод восстановления палеогеографической обстановки по породам и биономический анализ – метод восстановления палеогеографической обстановки по ископаемым остаткам организмов. Литологический анализ применяется при изучении типов пород, их структурных и текстурных особенностей, окраски и минерального состава. Биономический анализ позволяет восстановить по остаткам ископаемых организмов генезис отложений и физико-химические условия их формирования. Континентальные отложения распознаются по остаткам наземных животных, пресноводных беспозвоночных (двустворок, гастропод), а также по остаткам наземных растений. В отложениях морского генезиса содержатся остатки морских животных и водорослей. Если среди них будут находиться остатки наземных растений, то совершенно очевидно, что последние занесены в море реками или ветром с суши.

На основе фациального анализа определенного стратиграфического горизонта строится карта распространения фаций различного типа. На основе анализа фациальной карты строится палеогеографическая карта, на которой в соответствии с распространением определенных фаций выделяют области суши, области моря с обозначением порядка глубин и характера рельефа.

4.1.3. Методы восстановления тектонических движений прошлых геологических эпох и истории развития структуры земной коры

Для восстановления характера тектонических движений используются методы: палеогеографический, мощностей, перерывов и несогласий.

Палеогеографический метод дает качественное представление о характере колебательных движений и сводится к анализу палеогеографических карт. В основе метода лежит представление о том, что отрицательные движения

144

145

Соседние файлы в предмете [НЕСОРТИРОВАННОЕ]