Историческая геология и региональная геология СССР


108 downloads 3K Views 14MB Size

Recommend Stories

Empty story

Idea Transcript


В. П. ГАВРИЛОВ

ИСТОРИЧЕСКАЯ ГЕОЛОГИff И РЕГИОНАЛЬНАН ГЕОЛОГИЯ

СССР Допущено Министерством высшего и среднего специального образования СССР в качестве учебника

для студентов геофизической специальности вузов

МОСКВА

сНЕ ДР А•

1979

Qk [551.7 +Sёi.tf.4}(.t7-f:5'7). (075.8)

Гаврилов В. П. Историческая геология СССР. М., Недра, 1979. 301 с. с ид.

и

региональная

геология

Книга состоит из двух частей. Первая часть посвящена истори­ ческой геологии. В ней рассматриваются общетеоретические вопросы: строение Земли, тектонические движения и методы их изучения, основные структуры литосферы. Изложены элементы палеонтологии. При рассмотрении основных стадий и этапов развития Земли исnользован современный материал космических и морских иссле­ дований. При описании геотектонических этапов приводятся сведения о литологии, строении и стратиграфии отложений, органическом мире, nалеогеографии, особенностях геологического развития, nолез­ ных ископаемых. Дается обзГJр существующих взглядов на причины геологического развития Земли.

Вторая часть посвящена региональной геологии СССР. Исполь­ зованы новые материалы геофизических и геологических исследова­ ний (сейсмоnрофили, опорные скважины, космоснимки и т. д.). Для каждого крупного региона указываются границы, стратиграфия, тек­ тоническое

строение,

основные

этапы

развития

и

полезные

ископае­

мые. Рассмотрены закономерности строения и развития территории СССР и размещения месторождений полезных ископаемых.

Книга

является

у>,

представляет

интерес для

студентов-геологов

различных

сnециащ,иостей вузов и техникумов и для широкого круга

и геофизиков. Табл.

9,

ил.

41,

енисок лит.-

21

геологов

назв.

Ре ц с из с н ты: Кафедра общей, неторической геологии и гид­ роrео.югии АзИНХ им. М. Азизбекова; доктор rеол.-минер. наук А. Е. Ш.1езингер.

г 20804-нз

043(01)-79

174 79 ·

©

Издательство «Недра»

1979

ОГЛАВЛЕНИЕ

Стр. Предисловие

5 ЧАСТЬ

ИСТОРИЧЕСКАЯ

ГЕОЛОГИЯ

I

С ЭЛЕМЕНТАМИ Раздел

ПАЛЕОНТОЛОГИИ

I

Теоретические основы исторической rеолоrии

Глава

1.

Г лава

2. Строение · Земли

Историческая геология, основные этаnы ее развития

. . . . .

. . . . . . .

Глава

3.

Тектонические движения и методы их изучения

Глава

4.

Основные тиnы тектонических структур литосферы Раздел

.

6 9

13 24

II

Элементы палеонтологии

Глава

5.

Органические остатки, их

стратиграфическое значение

Глава

6. Краткий обзор тиnов животных и растений Раздел

.....

44

46

III

Основные :наnы истории развития Земли

Г лава

7. Проблема происхождения Земли и общая характеристика ее развития . . . . . . . . . . . .

63

Глава

8. Архейско-раннеnротерозойский этап

69

Глава

9. Средне-nозднепротерозойский этап

Глава

10.

Раинепалеозойский (каледонский)

этаn

82 90

Глава

11.

Позднеnалеозойский (герцинский)

этаn

102

Глава

12.

Мезозойский

Г.1ава

1.3.

Кайнозойский этаn

Г лава

14. Некоторые общие особенности развития

124

этаn

143

nричины тектоrенеза

Земли и возможные

. . . . . . . . . . . ЧАСТЬ

II

РЕГИОНАЛЬНАЯ ГЕОЛОГИЯ СССР Глава

158

175

15. Геологическое строение докембрийской Восточно-Евроnейской nлатформы . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .

179

Глава 16. Геологическое строение доке~1брийской Сибирской nлатформы

208

Глава

J 7.

Саянская. Центрально-Казахстанекая и Севера-Таймырская) . .

222

Глава

18. Геологическое строение Урало-Сибирской эnиrерцинской платформы . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .

230

1*

Геологическое строение эпика.1едонских областей СССР (Алтае-

Стр. ГJtава

19.

Геологическое

строение

эпигерцинских

(Скифская и Туранекая плиты)

платформ

юга

СССР

. . . . . . . . . . . . . .

248

Глава 20. Геологическое строение областей мезозойской складчатости .

259 266

Глава 21. Геологическое строение областей кайнозойской складчатости . Глава

22.

Геологическое строение областей эпиплатформенной активиза-

(Монгола-Охотский пояс и Тянь-Шань) . . . . . . . 23. Геологическое строение окраинных и внутренних морей СССР Гяава 24. Некоторые общие особенности геотектонического строения тер·· ритарии СССР и размещения нз ней полезных ископаемых . Список литературы . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Глава

ции

280 288 297 301

ПРЕДИСЛОВИЕ

Учебник

«Историческая

геология

и

региональная

СССР» написан для студентов-геофизиков

геология

(специальность

0105),

изучающих эту дисциплину в вузах нашей страны. Практический интерес представляет он и для студентов-геологов и в особенности для учащихся геологических техникумов. В основу учебника поло­ жен материал, имеющийся на кафедре геологии Московского ин­

ститута нефтехимической и газовой промышленности им. И. М. Губ­ кина, где более десяти лет автор читал одноименный курс лекций.

При написании учебника использована обширная отечественная и зарубежная литература по вопросам исторической геологии и ре­ гиональной геологии СССР. Материал изложен в краткой форме с привлечением новых геологических данных и современных пред­

ставлений

о строении

геологических

и

проблем

развитии может

Земли.

Дискуссионность ряда

вызвать справедливые

замечания,

поэтому автор заранее благодарит тех, кто пришлет эти замеча­

ния,

и

постарается учесть

Большую гео.тюгии

их в своей дальнейшей деятельности.

благодарность

МИНХиГП

комиться с рукописью

им. и

автор

выражает

Губкина, взявшим

членам

на себя

высказать свои замечания:

кафедры

труд озна­

заведующему

кафедрой профессору В. С. Мильничуку, доценту И. В. Безбородо­

вой, доценту Р. Г. Никитиной, ст. преподавателю А. П. Шафра­ нову, заведующей методическим кабинетом О. Ф. Ивановой.

ЧАСТЬ

1

ИСТОРИЧЕСКАЯ ГЕОЛОГИЯ С ЭЛЕМЕНtАМИ ПАЛЕОНТОЛОГИИ

РАЗДЕЛ

1

ТЕОРЕТИЧЕСКИЕ ОСНОВЫ ИСТОРИЧЕСКОП ГЕОЛОГИИ Глава

1

ИСТОРИЧЕСКАЯ ГЕОЛОГИЯ, ОСНОВНЫЕ ЭТАПЫ ЕЕ РАЗВИТИЯ Геолоrня

как

наука

возникла

сравнительно

недавно- около

двух веков назад. Первоначально она представляла собой общую науку о Земле, которая в дальнейшем подразделялась на само­

стоятельные дисциплины: скую

Среди

геологию,

минералогию,

историческую

геологических

наук

петрографию, динамиче­

геологию,

особое

геотектонику

место занимает

с к а я г е о л о г и я, предметом исследования геологическая история развития Земли.

и

т.

д.

и с т о р и ч е­

которой

является

Долгое время геология имела описательный характер и лишь

в

XVIII в. сформировалась как самостоятельная наука. Начало

этого первого этапа знаменуется работами великого русского уче­

ного М. В. Ломоносова. Первый этап в развипш геологии, который продолжался в течении XVIII в., можно рассматривать как подготови­ т е льны й. характеризовавшийся накоплением и первичной си­ стематизацией геологических данных. Наиболее правильное тол­ кование

геологических

явлений,

которые

отмечали

еще

тели древнего мира, дал М. В. Ломоносов в своих трудах

земных»,

«Первые

основания

металлургии

время он

выде.1ял

две группы сил,

или

мысли­

«0

слоях

рудных дел»,

«Слово о рождении металлов от трясения Зем.!JИ» и др. Уже в то преобразующих нашу

пла­

нету,- внешние и внутренние силы, которые находятся в тесном

взаимодействии.

Ученики

и

последователи

М. В.

Ломоносова

предприня.'!и крупные экспедиции по России, значительно обога­ тившие геологию новыми данными.

Второй этап приходится на XIX в. Его называют фу н д а м е н т а .'1 ь н ы м, так как именно в это время закладывался фун­ дамент всех геологических наук. Особенно плодотворно начала развиваться историческая геология. Английский ученый В. Смит,

6

французские ученые А. Броньяр, Ж. Кювье предложили исполь­ зовать

остатки

вымерших

организмов

для

установления

относи­

тельного возраста горных пород. Появилась возможность сопо­ ставлять между собой одновозрастные толщи пород и, следова­ тельно, проводить исторический анализ. В начале XIX в. Ж. Кювье выдвинул теорию катастроф, со­ гласно которой развитие животного и растительного мира на

Земле происходит через мировые катастрофы

(катаклизмы), вы­

ражающиеся в вымирании прежних представителей и появлении новых особей. Эта теория определила направление в естествозна­ нии, получившее название к а т а строф из м а. Последователи

Ж. Кювье

распространили

его идеи

и на геологию,

считая, что

в периоды мировых катастроф происходят не только смена живот­ ного

и

растительного

мира,

но

и

существенные

изменения

в

гео­

логическом строении Земли.

Идеи катастрофизма в середине XIX в. были подвергнуты кри­ тике со стороны Ч. Дарвина, который заложил основы нового направления ' в естествознании - э в о л ю ц и о н из м а. Ч. Дар­ вин и его последователи представляли себе развитие органиче­ ского

мира

ленно

и

течение

развивавшиеся

геологических и

процессов

характеризовавшиеся

как

явления

постепенным

мед­ пере­

ходо:v~ от одних форм к другим.

Несколько ранее ( 1830-1833 гг.) другой английский ученый-­ Ч. Ляйель в своем капитальном труде «Основы геологию> выска­ зал идею о том, что геологические процессы, наблюдаемые в на­ стоящее время, протекали приблизительно так же, по тем же законам и в давно прошедшие геологические эпохи. Следова­ тельно,

изучая

современные

вия и наблюдая ших

миллионы

геологические

процессы

и

их

следст­

результаты аналогичных процессов, происходив­ лет

назад,

запечатленные

в

составе·,

строении

горных пород, в ископаемой фауне и флоре, мы можем восста­ навливать геологическую историю развития Земли. Возникшее направление получило название униформ из м а, а новый метод познания

геологической

пр и н ц и п а

истории

минувших

геологических

эпох

а к т у а л из м а.

В это же время возникло учение о фа ц и я х, основоположни­ ком которого явился швейцарский геолог А. Грееели ( 1838 г.).

Под фацией он понимал участок пласта, отличный по условиям образования от соседнего участка того же пласта. Расшифровы­ вая

раз.1ичные условия образования осадков геологи получили возчожность восстанавливать палеогеографию минувших эпох.

Выдающимся

событием

фундаментального

этапа

развития

исторической геологии явилось возникновение учения о геосинкли­ налях н платформах. Сначала американские, а позднее и европей­ ские геологи обратили внимание на существование горных

(складчатых) зон, которые возникли на месте глубоких прогибов. Впервые начал выделять их американский геолог Дж. Холл (1859 г.), позднее его соотечественник Дж. Дэна (1873 г.) прн­ своил таким структурам термин «геосинклиналь». Русские геологи

7

А. П. Карпинский, А. П. Павлов, Н. А. Головкинский, А. Д. Озер­ екий в противовес геосинклиналям выделили платформы

рав­

-

нинные территории со спокойным режимом тектонических движе­

ний. Учение о геосинклиналях и платформах явилось краеуголь­

ным камнем исторической геологии,

определившим

дальнейшее

развитие этой науки. Фундаментальный

этап

завершился

монументальным трехтом­

ным трудом австрийского геолога Э. Зюсса «Лик Земли» ( 18831909 rr.). В этой классической монографии впервые был обобщен весь накопленный· к тому времени геологический материа.1, наме­

чены общие черты строения и развития Земли. Наблюдаемые гео­ логические процессы Э. Зюсс объяснял с позиций контракционной гипотезы, основанной на представлениях И. Канта и П. С. Лап­ ласа об огненно-жидком

первоначальном

состоянии нашей пла­

неты и о постепенном ее остывании.

Третий этап приходится на первую половину ХХ в.

(до

50-

60-х годов). Для него характерна критика основ геологии, за.rrо­ женных ранее,

поэтому

его

иногда

называют к р и т и ческо-ре­

волюционным.

В начале ХХ в. была доказана

несостоятельность

воззрений

Канта-Лапласа на происхождеtше Земли. В 40-х годах появи­ лась гипотеза О. Ю. Шмидта, окончательно подорвавшая устои контракционизма. Современные геолого-геофизические методы дали возможность получить данные о глубинном строении Земли. Послевоенные (50-60-е) годы ознаменовались широким изуче­

нием дна Мирового океана, представлявшего собой ранее белое пятно на геологических картах. Запуск искусственных спутников

Земли и орбитальных

космических станций

позволили получить

уникальный фактический материал по геологии нашей планеты и других планет Солнечной системы. Все эти данные послужили основой для пересмотра фундаментальных представлений в гео­ .rrогии вообще и в исторической геологии, в частности.

Были установлены факты горизонтального перемещения друг относительно

скими

друга

работами

систе;'.!ы,

крупных глыб

выявлено

рассекающей

(пластин)

существование

дно

Мирового

литосферы.

г лобальной

океана.

Вдоль

Мор­

рифтовой побережий

Тихого океана обнаружены зоны глубокофокусных землетрясений (зоны Заварицкого-Беньофа), свидетельствующие о возможном «подтекании»

океанической

коры под материки.

Все эти

факты

обусловили появление новой «глобальной тектоники плит» объяс­

няющей геологические процессы перемещением пластин ли;осферы

по размягченным породам мантии Земли.

Осуществ.rrены принципиальные сдвиги и в наших представ­ лениях о

происхождении

Земли

и

планет

Солнечной

системы.

Развивая идеи О. Ю. Шмидта и используя новейший материал по составу вещества Луны и метеоритов, акад. А. П. Виноградов выдвинул и научно обосновал идею о формировании планет из протопланетного облака космической пыли за счет аккреции (со­ бирания) вещества.

8

По образному выражению акад. В. И. Вернадского, развитие геологических наук в ХХ в. подобно взрыву внезапно осветило дотоле мало освещенное пространство. Характеризуя этот «взрыв», В. И. Вернадский пишет: «Мы переживаем не кризис, волнующий слабые души, а величайший перелом научной мысли человечества, совершающийся лишь раз в тысячелетия, переживаем научные достижения,

равных

которым

не

видели

долгие

поколения

наших

предКОВ».

Четвертый этап (с о врем е н н ы й) начался 15-20 лет назад. Перед исторической геологией, как и перед всей геологией нашей страны, поставлена важная и ответственная задача: обеспечить максимальную

точность

научных

прогнозов

поисков

месторожде­

ний полезных ископаемых. Это отражено, в частности, в мате­ риалах последних съездов Коммунистической партии Советского Союза. Таким образом, историческая геология в процессе своего раз­ вития постепенно из чисто теоретической, познавательной науки преобразуется в прикладную науку, имеющую большое практи­ ческое

применение.

Глава

2

СТРОЕНИЕ ЗЕМЛИ Изучение недр нашей планеты показывает, что они имеют оболочечное или сферическое строение. Выделяют три основные оболочки (геосферы): земную кору, мантию и ядро (рис. 1). 3 е м н а я к о р а непрерывным слоем покрывает с поверхности нашу планету. Мощность ее различна и изменяется в пределах от 70-75 до 2-5 км. Резкое колебание мощности обусловли­ вается

особенностью строения коры под материками и под океа­

нами.

В пределах материков в состав коры входят три слоя

(снизу

вверх): базальтовый, гранитный (гранита-гнейсовый или гранита­ метаморфический) и осадочный (рис. 2). Первый слой, располо­ женный в нижней части земной коры, сложен, вероятно, поро­ дами, близкими по химическому составу н физическим свойствам

к базальтам. Плотность этих пород пространения

2,8-2,9

г/см 3 . Скорость рас­

в

них поперечных упругих колебаний достигает продольных 6,5-7 км/с. Мощность слоя в среднем физико-химическим свойствам его иногда подраз­ деляют на две части: верхнюю- гранито-базальтовую и ниж­ нюю- гранулито-эклогитовую. Гранитный слой, представленный в основном кислыми гранитоидными породами плотностью 2,62,7 г/см 3 , залегает на базальтовом и имеет среднюю мощность 20-30 км. Скорость распространения в нем упругих колебаний значительно меньше, чем в базальтовом слое: поперечные волны распространяются со скоростью 3,4-3,7 км/с, а продольные- со

3, 7-4,1 к м/с, а 15-20 км. По

9

Рис.

1. Внутреннее строение Земли

8нутоемяя

Рис.

2.

Принципиа.1ьный

разрез

мантия

земной

мантии

коры

и

подстилающеl1

скоростью

км/с. Осадочный слой состоит из разнообраз­

5,5-6,3

ных осадочных, и ног да слабо метаморфизованных пород.

Плот-·

ность его достигает 2,6-2,65 г/см 3 , моЩность изменяется от нуля до 15-25 км. Иное строение имеет земная кора под океанами. Здесь из раз­ реза выпадает гранитный слой, а мощности двух других слоев намного сокращены. Так, базальтовый слой имеет мощность 210 км, а осадочный 1-2 км. Геофизическими исследованиями по­ следних .'lет в пределах океанической коры выявлено наличие третьего слоя, расположенного между типично базальтовым и ти­ пично осадочным с,'lоями. Он получил название надбазальтового, или второго, слоя. По данным морского бурения, этот слой состоит из

чередования

уплотненных

осадочных

пород,

кремнистых

кон­

креций и пористых базальтовых лав. В зависимости от указанных особенностей строения выделяют земную кору континентального

(материкового)

и океанического

типов.

Подошва

земной коры

называется поверхностью Мохоровичича, а граница раздела гра­ нитного и базальтового слоев- поверхностью Конрада.

Континентальная и океаническая коры являются главными и определяющими типами земной коры, получившими наибольшее пространственное развитие. Наряду с ними выделяется еще один тип коры - промежуточный, который подразделяется на субкон­ тинентальный и субокеанический подтипы. Субконтинентальная кора имеет все три слоя, свойственные континентам, однако мощ­ ность

их значительно меньше, особенно сокращается в мощности

гранитный с,'lой (до 5-10 км). Субокеаническая кора по своему строению близка к океанической. Она также состоит из базальто­ вого

и

осадочного

гает 15-20 км и Общая мощность

20-25

слоев,

однако

мощность

последнего

дости­

соизмерима с мощностью базальтового слоя. промежуточной коры составляет в среднем

км.

Хи:-шческий состав земной коры определяется такими элемен­ тами, как кислород (49,13 вес.%), кремний (26,0%), алюминий (7,45%), железо ( 4,2%), кальций (3,25%), натрий (2,4%), калий (2,35%), :чагний (2,35%), водород (1,0%). М а н т и я располагается под земной корой на глубине до 2900 K'VI. Здесь находится граница мантии и ядра. По мере углуб­ .11ения в мантию скорость распространения сейсмических волн рас­ тет и достигает для продольных волн 13,6 км/с. Скорость увели­ чивается неравномерно: значительно быстрее. в верхней части, до глубины порядка 900-1000 к м, и чрезвычайно медленно и посте­ пенно на большой глубине. В связи с этим мантия подразделяется на верхнюю и нижнюю части. · Вещество мантии находится в твердом состоянии, о чем сви­ дете.lьствуют скорости распространения сейсмических волн. О хи­

мическо'V! составе мантии имеются различные мнения. Одни уче­ ные считают,

что

верхняя

нитом- ультраосновными

оливина

мантия

сложена ПериДатитом или ду­

породами,

состоящими

в

основном

из

с примесью кремнезема. Другие предполагают, что она

11

значительно

вует

богаче

кремнеземом

и

по своему

составу

соответст­

базальту с очень плотной «упаковкой» атомов в кристалли­

ческой решетке (эклогит). Особенностью

строения

верхней

мантии

является

ее

неодно­

родность, выражающаяся в расслоенности вещества. В интервале глубин от 100 до 250 км под материками и от 50 до 400 км под океанами располагается «пояс размягчения», названный астено­ сферой (волновод, слой Гутенберга). Скорость распространения упругих колебаний в астеносфере меньше, чем в выше- и ниже­ залегающих слоях. Вещество здесь находится в своеобразном твердо-жидком состоянии,

когда гранулы твердого вещества

окру­

жены пленкой расплава. Предполагают (Е. В. Артюшков, С. А. Ушаков), что вязкость вещества слоя равна 10 19 Па· с, что на два-три порядка ниже, чем в выше- и нижележащих областях мантии. Возникновение этого слоя можно объяснить тем. что

с глубиной температура увеличивается быстрее, чем давление. Это nриводит

к

массовому

равномерно

рассеянному

частичному

плав­

лению вещества. По мнению А. Е. Рингвуда, в расплавленном состоянии здесь находится от 1 до 1О% материала. Астеносфера не образует сплошного nояса, она распадается на отдельные .тшнзы размягченного

вещества. Выше астеносферы породы мантии на­ ходятся в твердом состоянии, образуя совместно с земной корой

л итосфер у.

Ниже астеносферы располагается слой

Голицина

(слой «С»), также входящий в состав верхней мантии. В пределах слоя

возрастает

скорость здесь

плотность

прохождения

происходят

пород

и

соответственно

сейсмических

коренные

изменения

волн.

увеличивается

Предполагают,

пород,

появляются

что

новые

минералы с плотнейшей упаковкой атомов (например, стишовит­ разновидность кремнезема плотностью 4,35 г/см 3 ). Верхняя ман­ тия совместно с земной корой образует т е к т о н о сфер у.

В нижней мантии (интервал глубин вещества

достигает

входят тугоплавкие

Возможно широкое

5-6

г/см 3 .

900-2900 км) плотность

Предполагают, что

силикаты, обогащенные

развитие здесь сульфидов

мантия характеризуется

нарастанием

в его состав

железом

и магнием.

железа.

всестороннего

относительно незначительным увеличением температуры.

~дР о

Нижняя

давления и

охватывает всю внутреннюю область планеты.

Плот­

ность материала ядра достигает 13 г/см 3 , в связи с чем здесь зна­ чительно увеличивается и скорость распространения сейсмиче­

ских волн. На глубине

5000-5200 км фиксируется некоторое уве­

личение скорости продольных волн, что позволило выделить здесь

гранипу раздела между внешним и внутренним ядром Земли (см.

рис. 1). Считают, что материал внешнего ядра находится в раз­ мягчеюю;-.1 состоянии и состоит из сверхплотных силикатов, а внут­ реннее ядро твердое н сложено железо-никелевым веществом. По

мнению О. Г. Сорохтина, внешнее ядро состоит из окиси железа, а внутреннее- из СПJiава же.11еза с никелем. В ядре сосредоточена

треть массы планеты. Полагают, что его формирование еще про­ должается за счет выделения из вещества мантии тяжелых ми-

12

пералов и «стекания» их внутрь. Наиболее активно это протекает на границе мантии и ядра.

Глава

3

ТЕКТОНИЧЕСКИЕ ДВИЖЕНИЯ И МЕТОДЫ ИХ ИЗУЧЕНИЯ Под тектоническими понимают движения, связанные с пере­ мещением материала Земли и вызывающие изменение форм зале­ гания

горных пород.

§ 1.

ТИПЫ ТЕКТОНИЧЕСКИХ ДВИЖЕНИИ

. В конце XIX в. американский геолог Г. К. Джилберт предло­ жил различать два главных типа тектонических движений: э пей­ рогенические (создающие континенты) и орогенические (создающие

горы).

Предложенные

термины

уточнил

немецкий

тектонист Г. Штилле, работы которого способствовали широкому проникновению

в

геологию

двучленного

движений. Под эпейрогенезом

Г.

деления

Штилле и

его

тектонических

последователи

понимали медленные и длительные опускания

или поднятия об­ ширных областей земной коры, сопровождающиеся наступлением

(трансгрессией) генезом

или отступлением

кратковременные

(регрессией) моря, а под оро­

движения,

проявляющиеся

периоди­

чески, но со значительной интенсивностью и в пределах отно­ сительно ограниченных областей земной коры. В результате проявления эпейрогенических движений, по мнению ученых, возни­ кают платформы и крупные внутриплатформенные структуры,

а в результате проявления орогенических движений образуются гарноскладчатые области. С развитием исторической геологии термины «эпейрогенез» и «орогенез» перестали удовлетворять геологов, так как было уста­ новлено, что возникновение и развитие платформ и складчатых областей определяется· значительно более разнообразными фор­ мами движений, чем это представлялось Г. К. Джипберту и

Г. Штилле. Однако эти термины настолько прочно вошли в гео­ логическую науку, что иногда применяются (с известной долей условности) и в настоящее время. В начале 30-х годов текущего

столетия

немецкий

гео.тюг

Э. Хаарман и голландский геолог Р. ван Беммелен предложили делить тектонические движения на ундационные (волновые) и ундуляционные (складкообразующие). Ундационные движения рассматривались

как

первичные,

а ундуляционные как

вторичные,

производные от первых. В этой классификации тек'!'онических движений признавалась ведущая роль вертикальных перемещений земной коры .. Эта роль сохранилась за ними при рассмотрении

тектонических движений на долгие годы. 1~

Дальнейшая разработка теории вопроса о тектонических дви­

жениях принадлежит отечественным геологам М. М. Тетяеву, В. В. Белоусову, Ю. А. Косыгину, Н. И. Николаеву, В. Е. Хаину, Н. С. Шатскому и др. М. М. Тетяев в 1934 г. предложил подразделять тектонические движения на четыре вида: колебательные, складчатые, разрыв­

ные и магматические.

В. В. Белоусов,

развивая

идеи М. М. Те­

тяева, рассматривал три вида движений: колебательные, складча­ тые и разрывные. Ведущую роль этот исследователь отводил ко­

лебательным движениям, которые он делил на волновые и общие. Общие ко.Тiебательные движения, в понимании В. В. Белоусова, отвечают

эпейроrеническим

движениям

Г.

Штилле.

Волновые

движения проявляются на фоне общих и приводят к возникнове­

нию крупных платформенных и геосинклинальных структур (анте­ клиз, синеклиз, сводов, впадин; интраrеоантиклиналей, интрагео­ синклиналей). Волновые движения обычно бывают выражены ре::~кнми градиентами мощности.

Складчатые и разрывные движения, по М. М. Тетяеву и В. В. Белоусову, проявляются обычно в совокупности и приводят к

вюникновению

складчатых

зон,

т.

е.

соответствуют

орогениче­

ским движениям.

Рассмотренные классификации тектонических движений имеют один существенный недостаток- они являются описательными и не вскрывают причин возникновения этих движений. Одна из nервых

попыток

подразделить

тектонические

движения,

исходя

из нх генетической природы, была предпринята Н. И. Николаевым

(1962). Он подразделил тектонические движения на планетарные, подкоровые, соответствует

коравые

и

поверхностные.

оnределенному

уровню

Каждый

зарождения

вид и

движений обусловли­

вается определенными причинами. Впоследствии при классифика­ ции тектонических движений исследователи принимали за основу

обычно именно эти генетические особенности. Примерам генети­ ческой классификации тектонических движений является класси­

фикация, предложенная В. Е. Хаиным, который выделяет общие (п.ынетарные) колебания, сверхглубинные (мегаундации), глу­ бинные, коровые, nоверхностные и экзотектонические движения.

Общие колебания В. ~· Хаина, в общих

(пульсации) выражаются, по мнению одновременных поднятиях и опусканиях

всеи поверхности Земли либо круnнейших ее сегментов. Причн­ нюtн этих движений могут являться изменения объема и формы

Зr~1.1н в результате ускорения или замедления ее осевого вра­ щения. Проявлением общих колебаний являются планетарные трансгрессии и регрессии океана.

Сверхглубинные движения выражаются в сопряженнонаправ­ .1rнных поднятиях и оnусканиях крупных сегментов тектоносферь1 KOIIT!Шeнтa.'lыroro и океанического масштабов. Эти деформации

связаны с образованием круnных вздутий на уровне нижней ман­

ТI!!! (~1еrаундации).

14

Глубинные движения приводят к образованию крупных струк­ тур геосинклиналей и платформ и обусловлены фазовыми превра­ щениями вещества в верхней мантии.

Коровые движения рассматриваются как производные от глу­ бинных. Они, как и глубинные движения, подразделяются В. Е. Хаиным на существенно вертикальные и существенно гори­ зонтальные. Последние соответствуют орогеническим движениям (складчатым и разрывным). Поверхностные (покровные) движения захватывают осадочный слой земной коры. Возникновение их контролируется процессами перетекания тов

пластичных масс соли, глины,

осадочных

пород

чехла

под

влиянием

соскальзыванием плас­ силы

тяжести

и

т.

д.

Экзотектонические движения проявляются в верхних частях осадочного слоя и обусловливаются процессами уплотнения по­ род, денудации, гипергенеза.

Классификация тектонических движений, предложенная В. Е. Хаиным, при наличии ряда положительных моментов от­ личается громоздкостью, что делает ее неудобной в обиходе. Учи­ тывая существующие классификации тектонических движений, сложность и проблематичность рассматриваемого вопроса, целе­

сообразно организовать

все многообразие тектонических движе­

ний в два основных равнозначных типа: вертикальные и горизон­ тальные движения. В каждом из них можно выделить по три класса, беря за основу уровень зарождения: глубинные движения, зарождающиеся в мантии (ниже астеносферы) или в ядре; коро­ вые, индуцирующиеся из литосферы или астеносферы; поверхно­ стные, возникающие в осадочном слое корь!. Причиной глубинных тектонических движений могут являться процессы дифференциа­ ции глубинного вещества или изменение объема п.'lанеты. Коро­ вые движения могут быть обусловлены фазовыми переходами вещества литосферы или астеносферы, конвекционным движением в

мантии,

ротационными

силами;

поверхностные- уплотнением,

разбуханием, гравитационным соскальзыванием, пластичным те­ чением пород осадочного слоя. Изучая геологическую историю

Зем.'lи, мы будем и

коровыми

сталкиваться главным образом с глубинными

вертикальными

и

горизонтальными

тектоническими

движениями.

Несмотря на почти столетний период изучения тектонических движений, в этой области остается еще много нерешенных во­ просов. Одна из основных нерешенных проблем - причины, выз~;:.I­

вающие тектонические двиЖения. Существующие многочисленные объяснения происхождения как вертикальных, так и горизонталь­ ных движений различных рангов недостаточно обоснованы и в от­ дельности не освещают всего многообразия процесса тектониче­ ских движений. Вероятно, следует признать многопричинность возникновения тектонических движений. Наряду с дискуссион­ ными и невыяснеиными ·вопросами в области теории тектониче­ ских движений имеются

и значительные

достижения,

многие из

которых принадлежат советским ученым. Так, успешными следует

15

считать

попытки

жений с позиций

произвести

классификацию

их генезиса, установить

тектонических

взаимосвязь

и

дви­

взаимо­

обусловливаемость различного вида тектонических движений, вы­ яснить

ведущие

виды

движений,

наметить

основные

закономер­

IЮсти их проявления. Имеется возможность уже сейчас выделит? ряд общих свойств, в

целом

-

это

характерных

прежде

всего

для

тектонических. движении

сложность,

соподчиненность,

ком­

плексность и периодичность.

С л о ж н о с т ь тектонических движений выражается в том, что каждая точка земной поверхности испытывает воздействие как вертикальных, так и горизонтальных движений различного ранга. Подобно тому, как луч света, проходя через призму, распадается на различные цвета спектра, так и силы, действующие на мате­ риальную точку земной поверхности, можно разложить на серию разномасштабных и разнонаправленных тектонических движений.

Их совокупность можно рассматривать как спектр тектонических движений.

С оn о д чин е н н о с т ь в

том,

что

тектонических

вертикальные н

движений

горизонтальные движения

заключается малого

мас­

штаба проявляются на фоне более крупных движений. Глубинные тектонические движения следует рассматривать как наиболее зна­ чнтелыiые, охватывающие всю планету, на их фоне проявляются коравые движения,

которые,

в свою

очередь, служат фоном

для

поверхностных. Тектонические движения высокого ранга как бы индуцируют, обусловливают возникновение движений меньшего масштаба.

В за н м о с вяз а н н о с т ь

тектонических

движений

выра-

жается во взаимосвязанности между собой различных типов дви­

жений. Вертикальные движения могут пораждать горизонтальные н, наоборот, горизонтальные могут вызывать вертикальные. Так, прн проявлении восходящих вертикальных движений с поднимаю­

щихся крупных геоблоков коры могут соскальзывать сравнительно пластичные и рыхлые осадочные образования, что приведет к воз­ ниюювению горизонтальных

поверхностных движений. При гори­ зонтальном персмещении пластин литосферы в тыловой их части

может происходить проседание блоков

нисходящих движений). ляются

(проявление вертикальных

Обычно тектонические движения прояв­

комплексно с преобладанием либо горизонтальной, либо

вертнка.'IЫЮЙ компоненты,

что

отражено в свойстве

сложности

тектонических двнжений. Совокупность разнотипных движений об­ рюует

процесс,

П сР нод

11

который

чность

называется

т е к т о г е н е з о м.

тектонических движений является важ­

НЫ\! свойство;о,r тектогенеза, который проявляется 11 характеризуется

чередованием

усиления

и

неравномерно

ослабевания.

В

на­

стоящее время большинство исследователей склонны рассматри­ вать процесс тектогенеза как непрерывно-прерывистый · с перио­ дичсскн:\r н достаточно резrщм возрастанием интенсивности, пр!1В_?дящим к существенным качественным изменениям, пере­

странкам структуры корь1. Сравнительно мелкие максимумы текто-

16

нической

активности

называют

тектоно-магматическими фазами

(фазы складчатости). Их продолжительность- первые миллионы

лет. Сгущение фаз указывает на общее повышение интенсивности тектогенеза в данный отрезок геологического времени. Такой временной отрезок получил название тектоно-магматической эпохи (эпоха складчатости или эпоха диастрофизма). Длительность этих эпох составляет 10-20 млн. лет, продолжительность разде­

ляющих их интервалов тектоно-магматических жима

30-40, эпох

а иногда и

характерна

60-80

смена

в отдельных частях земного шара,

млн. лет. Для

тектонического

ре­

приводящая в некоторых

случаях к переходу геосинклиналей в платформы. Такие эпохи по предложению М. В. Муратова называют платформообразующими. По мнению ученых (А. В. Пейве и др., 1977), в наиболее значи­ тельные

тектоно-магматические

эпохи. происходят

«срыв»

конти­

нентов и их миграция в пространстве.

В зависимости от времени проявления тектонические движе­ ния подразделяют на древние, новейшие и современные. Древние движения проявлялись в донеагеновое время, новейшие- в нео­ ген-четвертичное, а современные фиксируются памятью человече­ ства (условно это последние 5-6 тыс. лет).

§ 2.

МЕТОДЫ ИЗУЧЕНИЯ ТЕКТОНИЧЕСКИХ ДВИЖЕНИИ

Изучение тектонических

движений

является

важной задачей

исторической геологии. Решение ее позволяет геологам реконст­ руировать историю развития Земли и правильно понимать зако­ номерности формирования и пространствеиного распределения ме­ сторождений полезных ископаемых. Методы изучения вертикальных движений

Методы изучения вертикальных движений разработаны лучше, чем методы исследования горизонтальных движений. Это объяс­ няется тем, что вертикальные Движения в большей степени конт­ ролируют

процессы

запечатлены

осадканакопления

и,

следовательно,

лучше

в горных породах.

При изучении древних, новейших и современных вертикаль­ ных движений используют различные методы. Древние движения чаще всего изучают с помощью методов мощностей, фаций, фор­ маций, перерывов. При исследовании новейших движений приме­ няют главным образом геоморфологические и биогеографические методы. Современные движения анализируют историческим мето­ дом, методом водомерных наблюдений, геодезическими, геоморфо­ логическими и сейсмологическими методами. М е т о д мощностей применяется для изучения древних и в меньшей степени новейших нисходящих вертикальных движе­ ний. Основан на представлении о компенсации процессов прогиба­ ния процессами накопления осадков. В этом случае мощность накопленных отложений СQ.Qтветствует амплитуде прогибания r

2

Заказ

.N!r 380

.

17

данного участка земной коры.

В

платформенных условиях,

как

правило, наблюдается такое компенсированное прогибание. Неком­ пенепрованное прогибание глубоководным

-

явление редкое, присущее в основном

океаническим

территориям,

отделенным

от

кон­

тинентов подводными поднятиями или рифовыми барьерами. Для

изучения

мощностей

особенностей

отложений

пространствеиного

определенного

возраста

распределения

составляют

карту

мощностей, или карту изопахит (изопахиты- линии, соедин.яющие точки с равными мощностями). Анализ карты мощностен дает возможность количественно оценить амплитуду прогибания раз­

личных участков в преде.1ах изучаемой территории. Относитель­ ное

сравнение

их

позволяет

выделить

палеовпадины,

палеопро­

гнбы, являющиеся областями прогибания, и палеосводы, палео­ валы, являющиеся областями относительных поднятий. На основе карт изопахит составляют палеотектонические карты,

на

деление

которых

отражают

структурных

эпоху. Серия карт различных

наличие и

элементоа

мощностей

стратиграфических

и

в

пространствеиное

прошедшую

палеотектонических

подразделений

распре­

геологическую

карт для

осадочного

чехла

дает возможность восстановить историю развития основных струк­

турных элементов данной

территории.

Исходя из этого, можно

выяснить, унаследаванна или неунаследованно развивзлись струк­ турные

элементы,

не

смещались

ли

они

в

пространстве,

опреде­

.шть амплитуду роста структурных элементов и т. д.

Метод фа ц и й

является одним из основных методов истори­

ческой геологии, позволяющим реконструировать физико-геогра­ фические условия прошедших эпох. С помощью этого метода изучаются

н

вертикальные

движения.

Анализ

фаций

помогает

оконтуривать тектонические поднятия и проrибы, качественно оце­

нивать интенсивность

поднятия или

проrибания,

выделять зоны

разломов. Фация (по Г. Ф. Крашеннинову) -это комплекс отло­

жений, отличающихся составом и физико-географическими усло­ виями образования от соседних отложений того же стратигра­ фического горизонта. В некоторых случаях различают только ли­ тологические особенности пласта, в меньшей степени учитывая палеогеографию. Такие компщ~ксы получили название литофацня.

Выделяют три основные группы фаций:

морские, континен­

тальные и лагунные. Наиболее надежным критерием принадлеж­ ности отложений к морским или континентальным фациям яв­ .riяется наличие или отсутствие в них остатков нормальной мор­

ской фауны.

В совокупности с палеонтологическим

критерием

используются данные о наличии пород и минералов типично мор­ ского или континента.1ьноrо генезиса, данные о характере слоис­ тости, гранулометрии пород, степени окатанности обломочных

частиц и степени выдержанности пластов пород на площади их распространения.

Морские фаuин

подразделяют по характеру их обособления

в профиле морского дна, по приуроченности к бассейнам с раз­ .'НIЧНой соленостью, по локализации в областях различного 18

.1ата. По характеру обособления в профиле морского дlii:t ~-­ ~ют прибрежные фации (области распространения- литоральзона), мелководные фации (области распространения11ьф), относительно глубоководные и глубоководные фации, ~пространяющиеся за пределами шельфа. По принадлежности бассейнам с различной соленостью выделяют фации нормально )рских, опресненных и осолоненных водоемов. По приурочен­ )СТII к климатическим зонам выделяют фациальные комnлексы ридных и гумидных областей. Континентальные фации по связи с определенными формами )ельефа и климатическими зонами подразделяют на четыре основ­ ных типа: фации равнин гумидного климата, фации равнин арид­ ного климата, фации предгорных равнин и межгорных депрессий, фации областей материкового оледенения. В группе лагунных фаций (фаций краевой зоны морского бассейна), помимо собственно лагунных, выделяются фации дельт. Сnецификой среды осадконакоштения в лагунах является ано­ мальная по сравнению с нормально морской соленость: повышен­ ная в областях аридного и nоиижеиная в областях гумидного кю1мата. Критерии выделения лагунных фаций аналогичны тем, которые исnользуются при выделении фаций опресненных и осо­

лоненных морских водоемов. Отличие состоит в том, что лагунные фацни локализованы

на

значительно

меньшей

площади

и заме­

щаются фациями другого типа на небольших расстояниях. Фации

h'ельт всегда характеризуются признаками опреснения, терригеи­

ным составом отложений. При фациальном анализе составляют фациальные карты и фа­ циа.1ьные профили. На картах показывают территориальное рас­ пространение различных тиnов фаций, выделяют области о:т_:сут­ ствия отложе~ий, которые обычно являются источником сноса

обдомочного ~атериала .

..~.

Н~ ь·енЪве фациального анализа составляют nалеогеографиче­ ские карты, на которых наносят основные элементы рельефа зем­ ной поверхности прошлых эпох. На этих картах показывают об­ ласти суши, моря, древние береговые линии, прибрежные зоны, об.1асти размыва, сноса обломочного материала, nути траиспорти­ ровю! обломков и т. д. Восстанавливается таким образом палео­ география определенного времени. М е т о д фор м а ц и й nозволяет изучать характер проявле­ ния не только вертикальных, но в какой-то мере и горизонталь­ ных движений,. так как анализируется суммарный эффект текто­ нических движений, оnределяющий режим развития крупных тер­ риторий земной коры. Под формацией понимается закономерное и естественное соче­ тание различных горных nород, образующихся на определенной стадин развития основных структурных зон земной коры. В отли­ чие от фаций, которые характеризуют палеогеографию региона, формации отражают nалеотектонические условия прошедших гео­ логических эпох. В состав формации входят обычно несколько

2*

19

_

фаций,

поэтому

формацию

можно

рассматривать

как

комплекс

фаций. Основными факторами, определяющими облик формации, являются тектонический режим, палеогеография и в некоторых

"

случаях вулканизм.

Выделяют три основные группы формации: платформенные, геосинклинальные и формации передовых прогибов. Каждая из указанных формацяоиных групп делится на классы, отражающие определенную стадию развития территории.

При использовании метода формаций составляют формациан­ вые колонки, на основе которых строят формацианвые карты (карты распространения в пространстве формаций определенного типа) и формационные профили. Анализ указанных графических документов

позволяет

судить

о

палеотектоническом

режиме

раз­

вития изучаемого района, дифференцировать район на платформы, геосинклинали и орогенические области.

Метод пер еры в о в. Рассмотренные выше методы могут быть использованы для изучеi~ия нисходящих вертикальных дви­ жений. Однако в истории развития Земли существуют не только периоды прогибания, но и эпохи поднятий, которые характери­ эуются проявлением восходящих форм движений и региональным

поднятием территорий. происходит дневную

При этом

накопления

поверхность,

осадков,

на огромных пространствах не а

размываются

отложения, и

сносятся

выходящпе в

на

прилегающие

бассейны седиментации.

Установ.'lение режима древних вертикальных движений в эпохи перерывов в осадканакоплении

и

размывов осуществляются

мето­

дом перерьшов путем составления палеагеалогических карт. Пред­ варительно

на

региональные

основе

сопоставления

несогласия,

разрезов скважин

прослеживающиеся

в

выявляют

пределах

всего

района работ. По поверхностям несогласий и составляют па.'!ео­ геологические

карты.

В

каждой

конкретной

точке

наблюдения

(скважина или обнажение) выясняют возраст пород, расположен­ ных nод несогласно залегающим

комnлексом.

ными отложениями

и

карту.

соединяют

получают

Эти карты читаются так же,

как

Точки с одновозраст­ палеогеологическую

и обычные

геологи­

ческие: поднятия фиксируются выходом под поверхность несогла­

сия более древних пород, в пределах прогнутых участков развиты

более молодые комп.'!ексы. Палеогео.'!огические карты дают воз­ можность оценить направленность и ориентировочную амптпуду вертикальных движений даже в эпохи отсутствия в данном районе проt~ессов осадконакошiения. По образному выражению американ­

ского геолога-нефтяника А. И. Леварсена «палеогеологическая карта ... отображает nерерыв, зияние в nоследовательном ходе геологической историю>.

Новейшие вертикальные движения отражены в рельефе мест­

ности, поэтому нх

изучают в основном

биогеографическими методами. Первые

геоморфологическими и

применяют более часто.

Они основаны на взаимодействии новейших движений с экзоген­

ными nроцессами,

20

которое

определенным

образом

отражается

в современном рельефе местности. Различают несколько самостоя­ тельных геоморфологических методов: орографический, батимет­ рический, морфометрический, изучения морских и речных террас, изучения речной сети и речных долин, изучения древних поверх­ ностей выравнивания. Наиболее просты и доступны методы изу­ чения речных систем и речных террас для низменных районов и метод изучения древних поверхностей выравнивания для горных районов.

Метод

изучен и я

речных

т ер р а с.

Образование тер­

рас связано с проявлением вертикальных движений континентов.

Понижение базиса эрозии реки или повышение рельефа истоков является прямым следствием нисходящих и восходящих новейших

вертикальных движений. В результате вырабатывается новый про­ филь равновесия реки. Прежнее русло и пойма образуют надпой­ менную террасу, возвышающуюся над новым более низким рус­ лом. Количество речных террас указывает на число повторяющихся циклов речной эрозии. Превышение самой верхней надпойменной террасы

над

современным

урезом

воды

дает

амплитуду

верти­

кальных движений за время развития исследуемой реки.

Метод н и в а н и я

изучения древних поверхностей вырав­ особенно эффективен в молодых активно развиваю­

щихся горных странах. В рельефе поверхности выравнивания (или денудационные поверхности) выражены слабо волнистым11, почти горизонтальными

нагорными

равнинами,

срезающими

складча­

тую

структуру горных сооружений. Распространены денудацион­

ные

поверхности

отметки

ным

отдельными

достигают

уровнем

иногда

участками,

нескольких

моря, что указывает на

а

их

гипсометрические

километров

над

современ­

большую амплитуду подня­

тия в горных районах. В молодых горных странах (Альпы, Кавказ, Копет-Даг, Памир) отмечают по пять-шесть поверхно­ стей выравнивания, имеющих возраст от миоцена до плейстоцена. Максимальная амплитуда поднятий этих районов, замереиная по денудационным поверхностям, достигает 5 км. Современные вертикальные движения изучаются многочислен­ ными историческими, геодезическими, геоморфологическими, сейс­ мологическими методами, водомерными наблюдениями. Нанболее точные

количественные

результаты

дают

геодезические

методы,

включающие метод повторных нивелировок высокой точности, ме­ тод повторных триангуляций, метод повторного определения гео­ графических координат и др. Методы изучения горизонтальных движений

Горизонтальные движения изучены менее дета.'lьно, чем верти­ кальные. Количество методов, позволяющих их исследовать, также сравнительно невелико. Одним из наиболее компетентных методов анализа горизонтальных движений, является метод ф о р м а ц и й.

Установлено, что определенные формации указывают на горизон­ тальное

перемещение

пластин

земной

коры.

Так,

формация

21

«дикого флиша» образуется за счет разрушения фронтальных час­ тей

продвигающихся

в

горизонтальном

направлении

покровов.

Дикий флиш состоит из тонкозернистых песчано-глинистых, реже карбонатных

пород с включениями

хаотически

нагроможденного

грубообломочного материала. Включения представлены линзами,

иногда пластами алистостромового материала (глыбовых брек­ чий и конгломератов более древних пород). Среди флишевой массы имеются беспорядочно разбросанные очень крупные об­ ломки пород (олистолиты). Мощность брекчий достигает несколь­

юrх сотен метров, а протяженность

км и более. Образование

10

дикого флиша связано с тектоническим дроблением покровов, что вызывается

их

движением

в

условиях

горизонтального

сжатия,

происходящего одновременно с осадконакоплением. На горизон­ та.'!ыюе движение отдельных блоков земной коры указывают также зоны тектонического дробления пород, подстилающие дви­ жущиеся блоки. Эти пласты дислокационных брекчий получили название меланжа (меланм --смесь). Предполагают, что меланж прнурочен к ископаемым зонам Заварицкого-Беньофа.

Среди других методов анализа древних горизонтальных дви­ жений следует в первую очередь назвать палинспастический и па­ леомагнитный.

П а л и н сп а с т и чес кий видrюсть

мето д

палеогеографического

и

представляет собой разно­

палеотектонического

методов.

Основан на реконструкции первоначального положения структур­ ных

элементов,

изменивших

впоследствии

свое

местоположение

в связи с проявлением горизонтальных движений. Первые палин­ спастичесюrе карты были составлены американским геологом

М. Кэем (1945 г.). Наиболее часто они применяются при реконст­ рукции

первоначальной

структуры

в

геосинклинальных

и

горно­

ск.1адчатых областях, где горизонтальные движения проявляются

особенно

интенсивно.

При

построении

палинспастических карт

широко используются палеомагнитные данные, позволяющие срав­ ните.1ьно точно определить прежние координаты структурных эле­ ментов.

Па

.'1

еом агнитный

метод

основан на изучении магнит­

ного поля Земли в прошедшие геологические эпохи_ Горные по­ роды (в особенности эффузионные) сохраняют ориентировку магвитовосприимчивых минералов в соответствии с направлением

сrиовых линий магнитного поля Земли в период образования этих

пород_ Изучение намагниченности пород в различных частях зем­ ного шара позво.'!яет восстановить

положение магнитных палео­

по.lюсов Зе:-.шн, а следовате.'lьно, и географических палеополюсов.

Па.1ео~1агнитные измерения показали, что положение полюсов ме­ ня.1ось во времени и пространстве. Эти факты объясняются гори­ зонта.1ьным перемещеннем материков друг относительно друга

с постепенным приближением к современному положению. Таким

обра:юм, палеомагнитный метод помогает восстановить траекто­ рии горизонтального движения отдельных материков на протяже­ ние сотен миллионов лет.

22

Существуют и другие способы изучения горизонтальных дви­ жений, например м е т о д н е с о г л а с и й, основанный на пред­ ставлении

о

том,

что

горизонтальные

движения'

вызывают

появ­

ление в разрезе различных несогласий (угловых, азимутальных, дисгармоничных и т. д.). Однако подобные же нарушения в по­ ~ледовательности

кальные

напластования

движения,

что

пород

ограничивает

могут

вызывать

возможности

и

этого

верти­

метода.

Новейшие и современные горизонтальные движения могут быть исследованы гическими

геоморфологическими,

геодезическими

и

сейсмоло­

методами.

Геомор фол огические

м е т од ы

изучают

новейшие

и

современные сдвигавые деформации земной коры, особенно четко

прослеживающИеся

вдоль

«живущих»

разломов.

Классическим

примерам последних может служить сдвиг Сан-Андреас, входя­ щий в систему Тихоокеанского кольца разломов. Сдвиг просле­

живается от г. Пойнт-Арена (к северу от г. Сан-Франциска) на юга-восток до Калифорнийского залива на расстояние 900 км. Вдоль этого разлома четко заметно смещение речных русел, до­ стигающее

25

км. Подвижки по разлому, происходившие в

1940

г.

во время очередного землетрясения, привели к перемещению русла

искусственного к

разлому

канала

на

расстояние

подходят складки

5

волочения,

м.

Под

острым у г лом

выраженные

в

ре.ТJьефе

местности пологими увалами.

Г е о д е з и ч е с к и е м е т о д ы позволяют с большой точностью фиксировать современные горизонтальные движения. Повторными триангуляциями вдоль разлома Сан-Андреас установлена ско­ рость горизонтальных смещений, равная 1,5 см/год. С момента зарождения этого разлома (конец юры) общее горнзонта.'!ьное смещение составило около установлены горизонтальные

Европы

(Южная Бавария)

степени

повторной

На основе этих

600

до

2,5

триангуляцией

наблюдений

км.

смещения

Геодезическими методами в центральных районах

см за

100

охвачена

составлена

лет. В наибо.'!ьшей территория

карта

Японии.

горизонтальных

движений, она позволяет видеть, что на юга-западе Японии гори­ зонтальные

перемещения

связаны

с

растяжением

коры,

а

на

се­

вера-востоке- со сжатием. Повторным определением географи­ ческих координат удалось установить, что Северная Америка удаляется от Европы со скоростью 1 см/год, Калифорнийский по­ луостров

движется

нента со скоростью

в

направлении

1

от

североамериканского

конти­

мм/год, африканский и европейский берега

Средиземного моря сближаются, Индийский полуостров переме­ щается в северном направлении и т. д.

и

В последнее время для изучения современных горизонтальных начинают применять астрономические

вертикальных движений

методы,

анализ

структурного

рисунка

местности

с

помощью

ис­

кусственных спутников Земли, лазерные лучи и т. д.

23

Глава

4

ОСНОВНЫЕ ТИПЫ ТЕКТОНИЧЕСКИХ СТРУКТУР ЛИТОСФЕРЫ Литосфера

образована

тектоническими

структурами,

различ­

нымн по типу, генезису и морфологии. Они представляют собой обособленные друг от друга крупные участки литосферы, харак­ тершующиеся определенным сочетанием состава и условий зале­ ганпя слагающих их пород. Наиболее крупными структурами яв­ ляются

континенты

геосинклннали, личия

в

и

океаны,

орогены,

характере

и

в

пределах

платформы

и

интенсивности

которых

срединные проявления

выделяются

массивы. Раз­ тектонических

движений позволяют сгруппировать структуры литосферы в два основных типа: неустойчивые (подвижные, или мобильные) и ус­ тойчпвые (плацидарные, или стабильные).

Неустойчивые

(подвижные)

области

характеризуются

четко

выраженной линейностью (тысячи километров в длину при ши­ рпне в сотни километров), интенсивной расчлененностью рельефа, ре:зкн:-.111 н контрастными тектоническими движениями, высокой

сейсмической н вулканической активностью. Они включают в себя геосинклинали и орогены. Для первых характерно преобладание шпенсивных погружений с накоплением мощных толщ осадочных

и

магматических

вторых

-

пород

проявление

и

последующей

активных

инверсией

поднятий,

режима, для

сопровождающихся

иногда боковыми сжатиями, и как результат этого- наличие вы­ сокогорного рельефа.

Устойчивые

(плацидарные)

ные :массивы- отличаются

области- платформы и средин­

низкой степенью тектонической, сейс­

мической и вулканической активностью. Они обладают изометри­

ческой (полигональной) формой, выдержанной мощностью коры, слабо расчлененным (сглаженным) рельефом. Принадлежиостью как подвижных, так и устойчивых структур литосферы являются

глубпнные разломы, обладающие специфическими чертами строе­ Н!IЯ.

§ 1.

Континенты

КОНТИНЕНТЫ И ОКЕАНЫ

и океаны -

наиболее

крупные

структуры лито­

сферы, ра:зличающиеся строением земной коры и верхней мантии.

По :v1асштабам и значительным различиям в глубинном строении нх

:vтожно

рассматривать

как структуры тектоносферы.

В

геоло­

rическоч о.1ысле гранина континентов и океанов определяется не

берега:v-ш материков, а подошвой континентального склона (изо­

батой 2000-2500 коры. В этом

м) -линией

случае в состав

структур литосферы

выклинивания континентов

гранитного слоя

как

тектонических

необходимо включать шельфы и континен­

тальные склоны.

Соотношение континентов и океанов в окончате.ТJьно не установлено.

24

историческом

Одни исследователи

плане

считают, что

·

океаны- молодые структуры

литосферы, образовавшиеся

не ра­

нее конца палеозоя за счет разрушения (океанизации) континен­ тов (В. В. Белоусов); другие предполагают их древнее происхож­ дение,

а

современные

океаны

рассматривают

как

реликты,

сохра­

нившиеся после образования континентов на остальных участках

океанов (В. И. Попов, П. Фурмарье и др.); наконец, третьи уче­ ные, начиная со Г. Штилле, доказывают существование как моло­ дых (Атлантический, Индийский), так и древних (Тихий) океанов (М. В. Муратов, Ю. В. Пущаровский, В. Е. Хаин, А. Л. Яншин и др.). В тектоническом строении континентов принимают участие главным образом континентальные платформы и континентальные орогены (эпигеосинклинальные и эпиплатформенные). Как пра­ вило,

эти

структуры

обладают

континентальной

корой,

однако

имеются структуры с корой и субокеанического типа. Океаны со­ стоят из океанических платформ и океанических орогенов, имею­ щих кору океанического типа. Как исключение встречаются структуры океанов с субконтинентальной и даже континента.ТJЬной корами (например, «микроконтиненты» о-в Мадагаскар и др.).

§ 2.

ГЕОСИНКЛИНАЛИ

В общем случае под геосинклиналями понимают вытянутые зоны аномально высокой подвижности, значительной расчленен­ ности и повышенной проницаемости коры, характеризующиеся на ранних этапах развития преобладанием интенсивных погружений, а на заключительных этапах- интенсивных поднятий, сопровож­ дающихся боковым сжатием. Геосинклинали обладают рядом признаков, позволяющих от­ личать их от других областей земной коры. Важнейшие из них: линейность геосинклинальных зон и геоструктурных элементов, входящих в их состав; большой размах и контрастность верти­ кальных движений смежных блоков коры, обусловливающие зна­ чительную расчлененность рельефа; огромная мощность накоп.'Iен­

ных осадков (от 10-15 до 20-25 к м); быстрая изменчивость мощностей и фаций вкрест простирания и относительная выдер­ жанность

их

по

простиранию

геоструктурных

элементов

геосин­

клинали; интенсивный градиент мощности отложений (до несколь­ ких десятков метров на 1 км за 1 млн. лет); наличие специфиче­ ских формаций (флишевая, молассовая, аспидная, офиолитовая, спилито-кератофировая и др.); интенсивный магматизм как пн­ трузивного, так и эффузивного типов; метаморфизм динамический и региональный; резкая дифференциация гравиметрического поля, наличие в нем линейных зон полосовых аномалий, значите.1ьных градиентов силы тяжести; повышенная сейсмическая активность, приуроченность к геосинклиналям большого числа крупных и ка­ тастрофических землетрясений; резко повышенное значение теп­ лового потока, идущего из недр (геотермическая ступень сни­ жается здесь вдвое по сравнению с соседними платформенными

25

территориями); интенсивное проявление горизонт~льных движе­ ний в особенности на начальной и заключительнон стадиях раз­ вития.

Суммируя признаки, отличающие геосинклинали, можно ска­ зать что для этих областей характерны интенсивные вертикаль­

ные' и горизонтальные движения, повышенный магматизм, мета­

морфизм н сейсмичность. Геосинклиналь- это арена максималь­ ного проявления сил внутренней динамики Земли. В строении геосинклинали принимают участие различные структурные элементы, прежде всего- это внутренние зоны (эв­ геосинклинали) и внешние зоны (миогеосинклинали) (рис. 3).

Эв г е о с и н к л и н а л и

представляют

собой

зоны

активного

магматизма и глубокого метаморфизма и располагаются во внут-

Миогеосинклиниль+платформа

(g 1 [;//12 ь~~=·=ф E5341~1s Рис. 3. Принципиальная блок-диаграмма геосинклинали 1- магматические породы; 2- грубообломочные породы; 3- глины, сланцы; 4- известняки, мер гели, доломиты; 5- надвиги

ренних частях геосинклиналей. В их пределах накапливаются глуооководные морские осадки, здесь же в первую очередь про­

яв.1яются гораобразовательные процессы, что приводит к повышен­ ной деформации отложений.

М и о г е о с и н к л и н а.'! и характеризуются

интенсивным пре­

юiушественно терригеиным осадконакоплением, практическим от­ сутствием магматических образоdаний и меньшей степенью дисло­ ннрованностн и метаморфизма. Они являются внешними зонами геосннк.1инали, контактируя обычно с платформой.

,'\\ногеосинклиналь и эвгеосинклиналь образуют элементарную

геосннк.шнальную

пару

(геосинклинальную

систему),

которая

с одной стороны ограннчена жесткой платформенной глыбой (форландо:-.1), а с другой- срединным массивом, отделяющим ее от оtсжной элементарной геосинклинальной пары.

Эвгеосинклинальные и миогеосинклинальные зоны осложнены

в свою очередь частными геосинклиналями и геоантиклиналями,

которые В. В. Белоусов предложил назвать интрагеосинклиналь интрагеоантиклиналь ( «интра»- внутренний). Эти структур-

11

26

ные

элементы

характеризуются

ными движениями

и

как

разнонаправленными

результат

этого

вертика.1!ь­

различной

мощностью

накопленных осадков. Морфологически они выражены соответст­ венно узкими, линейно вытянутыми прогибами или поднятиями . . Возникновение и развитие геосинклиналей представляет собой сложный и многостадийный процесс, сущность которого заклю­ чается в поступлении энергии и вещества мантии Земли на поверх­ ность,

в

результате

чего

происходят

принципиальные

изменения

в строении литосферы. В настоящее время нет единого мнения по вопросу заложения геосинклиналей. Не ясна и сама причина их возникновения. Одно из возможных объяснений сводится к сле­ дующему.

В мантии Земли в результате радиоактивных, гравитацион­ ных, химических процессов происходит образование очага избы­

точной

энергии,

что

сопровождается

значительным

повышением

температуры и разуплотнением глубинного вещества. Разуплот­ ненный материал мантии движется к поверхности Земли, достав­ ляя к ней значительно больше энергии, чем поступает ее в любом

другом месте. Этот очаг получил название астенолита, или текто­ нафера (тектоногена). На земной поверхности ему соответствует эвгеосинклиналь, которая, таким образом, служит каналом, свя­ зывающим поверхностные процессы с глубинными. Движение астенолита (тектооосфера) к поверхности Земли вызывает подъем земной коры, ее раскалывание и раздвигание. Растяжение коры

(океанического и континентального типов)

приводит к образова­

нию первичной геосинклинальной борозды типа коры,

разделенные

раздвигом,

испытывают

раздвига.

Блоки

горизонтальное

дви­

жение в противоположные стороны. В зоне раздвига на поверх­ ность поступает мантийный материал, формирующий офиолито­

вую формацию, представляющую собой ассоциацию ультраоснов­ ных

и

основных

магматических

и

кремнисто-глинистых

пород

(габбро, толеитовые базальты, спилиты, кератофиры, глубоковод­ ные кремнистые породы). Таким образом закладывается эвгео­ синклиналь- центральная, внутренняя зона геосинклинальной системы. По бокам раздвига происходит «напаивание» мантийного вещества основного и ультраосновного состава и формируется новая кора океанического типа. Этот ранний этап развития гео­ синклинали называют этапом зарожден и я. В дальнейшей истории геосинклинали выделяют еще два этапа: собственно гео­ синклинальный (или главный геосинклинальный) и арагенный (или заключительный). Каждый из них в свою очередь распа­ дается на ряд стадий, характеризующихся накоплением специфи­ ческого набора формаций (табл. l). Собственно геосинклин·альный этап отличается ин­ тенсивным

погружением

и

накоплением огромной

мощности оса­

дачно-магматических образований. Несмотря на всеобщее проги­ бание, рельеф геосинклинальной области может быть достаточно сложным. В

пределах

этапа

выделяют две

стадии:

начального

погружения и предорогеиную (или зрелую).

27

~

Таблица

(Х)

Основные 'паnы и стадии развития геосинклинали

Характерная формация

Стадня

Этаn

Тиn wаrматизма (по Г, Штилле) миоrеосинклина.1ь

эвгеосинк.1инадь

1 Зарождения

1 Начального погружения

Собственно геосинклинальный (главный геосинклиналыrый)

-

-

1

Офиолитовая

1 Аспидная (слав-

Инициальный (начальный)

Спилито-кера-

цево-граувакко-

тофировая, крем-

вая)

нистых

пород

Раннесинорогенные интрузии

Предорогеиная (зрелая)

Известковая

Флишевая, порфиритовая (аидезитовая), гранодиоритовая

Р аннсорагенная

Нпжнемолассовая

Синорогенные интрузии

Лагунная

-

Посттектониче-

Заключительный (орогепный)

ские

Собственно оро-

интрузии

Верхнемолассовая, порфировая

генная

Финальный (ковечный)

Субсеквентный

1

Стадия

начального

погружения

протекает в условиях растя­

жения земной коры, что подтверждается обилием магматических пород. Геосинклинальнан область погружается по ступенеобразую­ щим

разломам,

амплитуда

погружения

измеряется

первыми

де­

сятками километров. В пределах эвгеосинклинальных зон обра­ зуется спилито-кератофировая формация, состоящая из основных эффузивных пород подводновулканического происхождения (ба­ зальты, спилиты, кератофиры, диабазы). Широкое развитие по­ лучают формации кремнистых пород (радиоляриты, диатомиты). В миогеосинклиналях в это время н::1капливаются мощные толщи глинистых или песчано-глинистых пород, образующие аспидную ( сланцево-граувакковую) формацию. Обломочный материал по­ ступает главным образом со стороны платформы. В конце стадии происходит частная инверсия наиболее глубоких геосинклиналь­ ных прогибов. Эти процессы сопровождаются складкаобразова­ нием и внедрением первых гранитоидных интрузий (граниты, сиениты), получивших название раннееинарагенных интрузий. Происходит также расчленение геосинклинали на интрагеосин­ клинали и интрагеоантиклинали, усложнение общей ее структуры. Предорогеиная (зрелая) стадия характеризуется существова­ нием глубоких интрагеосинклинальных прогибов и узких интра­ геоантиклинальных

поднятий,

выраженных

островными

грядами.

Более резкая дифференциация вертикальных движений опреде­ ляет и накопление специфических формаций. В пределах эвгео­ синклиналей (реже миогеосинклиналей) образуется флишевая формация (карбонатный, терригенный, туфогенный, грубый флиш), особенностью которой является тонкая и правильная рит­ мичность осадков. Характерна также порфиритовая ( андезито­ вая) формация. В миогеосинклиналях в предорогеиную стадию накапливается известняковая формация, получают развитие барь­ ерные рифы. Окончание второй стадии соответствует переломной эпохе в развитии геосинклинали, выражающейся в общей инверсии тек­ тонического режима. Смена знака вертикальных движений (инвер­ сия) охватывает всю геосинклиналь. Происходит отмирание замы­ кание) интрагеосинклиналей. Усилия растяжения сменяются сжа­ тием, что завершается в конечном счете общей складчатостью. Предорогеиная стадия заканчивается внедрением гранитных и гра­ нодиоритовых интрузий, выделяемых как синорогенные интрузии. О рог е н н ы й этап в развитии геосинклиналей характери­ зуется преобладанием сжимающих горизонтальных и импульсив­ ных восходящих вертикальных движений, приводящих к фор:-.ш­ рованию гарноскладчатых ( орогенных) зон. В составе этапа вы­ деляют раинеарагенную и .собственно арагенную стадии. Раннеорогенная стадия отличается сокращением областей ак­ кумуляции

осадков

в

геосинклинали

за

счет

разрастания

подня­

тий. В связи с этим на смену карбонатным отложениям второй стадии приходят терриrенные грубозернистые образования, лагун­ ные со.'Iеносные породы, угленосные осадки и т. д. Специфический

29

комплекс отложений, отражающий тектонический режим развития,

образует определенные формации: в пределах эвгеосинклиналей лагунную (лимнические угли, каменная соль), в пределах миогео­ синклиналей нижнюю молассовую (терригенные преимущественно

морские отложения, паралические угли, каменная соль). Эффу­ зивный магматизм ослабевает и выражен локальными наземными

излияниями щелочного состава; продолжают образовываться гра­ нитные интрузии. На раннеорогенной стадии начинают заклады­ ваться передовые прогибы и межгорные впадины.

Собственно орогенная стадия отличается активным горообра­ зованием, когда скорость восходящих движений превышает ско­ рость процессов денудации. Обильный обломочный материал формирует верхнюю молассовую формацию, присущую как эвгео­ синклиналям, так и миогеосинклиналям. В ее состав входят

грубообломочные

континентальные

лимнические угли.

В

отложения

(красноцветы),

активизиро­ ванным разломам происходит образование вулканов с наземным извержением кислых, основных (базальтовых) лав, образующих порфировую формацию. Этот вид магматизма получил название субсеквентного (т. е. последующего). С субсеквентным магматиз­ мом связано и образование интрузий кислых и щелочных грани­

тов (так частях

называемые

пределах эвгеосинклиналей

посттектонические

геосинклиналей,

проявляется

иногда

в межгорных

магматизм

с

по

интрузии).

В

тыловых

впадинах в конце

излиянием

лав

стадии

смешанного

типа- это базальтовые и андезитавые лавы. Такой вид магма­ тизма получил название финального. Указанные типы магматизма проявляются не

во

всех случаях геосинклинальной

истории

и не

отличаются строгой приуроченностью. Например, финальный маг­ матизм хорошо фиксируется на Кавказе, но отсутствует на Урале, и т. д.

В результате последовательной

смены

различных стадий на

месте геосинклинальной области возникает горнаскладчатое со­ оружение, выраженное в рельефе горными хребтами, разделен­ ными межгорными впадинами. Такова идеальная схема развития геосинклина.тш. В соответствии с ней прои~ходило развитие Цент­

рального Казахстана, Урала, Кавказа, Альп, Копет-Дага, Памира

и т. д. В то же время развитие ряда геосинклиналей обнаруживает существенные отклонения

от

намеченной

последовательности

че­

редования стадий.

Конечным итотом rеосинклина.'!ьного этапа является образова­ ние

континентальной

коры,

причем

геосинклинальвый

процесс

формирует базальтовый, гранитный и осадочный слои. Таким об­

разом, новая кора континентов формируется не за счет усложне­ ния ранее существовавшей океанической коры, а за счет новооб­ разования вначале океанической, а затем уже континентальной

корь1.

Судя по

количеству

излившихся

лав

и

вулканического

пепла, современная континентальная кора, по мнению Г. Д. Аж­

гирея, могла

сформироваться

геологической истории Земли.

30

в

течение

последних

3 млрд. лет

§ 3. В

первоначальном

ОРОГЕНЫ

понимании

ороген- это геосинклиналь во

второй стадии своего развития (по Л. Коберу). В последние годы рамки

этого

термина

значительно

расширились:

к

арагенам стали

относить практически любые горные области, расположенные как на континентах, так и на дне Мирового океана. Это требует вы­ деления орогенов в самостоятельный класс структур литосферы. Таким образом, геологическая природа ороrенов различна, но об­ щими

для

вижность выделять

них являются

и

относительно высокая тектоническая под­

расчлененный

континентальные

высокогорный и

рельеф.

Целесообразно

океанические орогены.

К о н т и н е н т а льны е о р о г е н ы изучены лучше океани­ ческих. Их образование в общем виде связано с активным про­ явлением

вертикальных

восходящих

и

горизонтальных

сжимаю­

щих тектонических движений и, как правило, происходит в одну

из

тектоно-магматических эпох, время

проявления

которой бе­

рется за основу при установлении возраста континентальной ара­ генической области. Континентальные орогены называют горно­ складчатыми или просто складчатыми областями, отражая в этом

названии особенности рельефа и режим тектонических движений. Они делятся на эпигеосинклинальные 1 и эпиплатформенные. Эпигеосинклинальные орогены возникли на месте геосинкли­ нали в завершающий этап ее развития (орогенный этап). Они обладают, как правило, повышенной сейсмической активностью и вулканизмом. Для них характерно увеличение мощности земной коры до 60-75 км главным образом за счет гранитного слоя. В последние годы установлено, что для эпигеосинкшшальных ара­ генов характерно переелаиваиве крупных пластин литосферы, что отражает, по мнению ·ученых, активное проявление горизонтальных

тектонических движений при формировании горнаскладчатых об­ .ТJастей. В случае, когда орогенические области одного возраста с фундаментом смежной с ними платформы, их целесообразно включать в состав этой платформы. Например, ~'ральская ороге­ ническая область является частью Урало-Сибирской платформы. которая включает в себя, кроме Урала, Западную Сибирь, Южный Таiшыр, частично Центральный Казахстан и А.1Тай. Наиболее типичными

эпигеосинклинальными

орогенамн

являются

горно­

складчатые области альпийского возраста: А.'!Ьпы, Кавказ, Кар­ паты, Копет-Даг, Памир, Южноамериканские Анды, Гималаи и т.

Д.

Эшшлатформенные орогены имеют ряд черт, сближающих их с эпнгеосинклинальными, а именно: резко расчлененный горный рельеф. повышенную сейсмическую активность, иногда вулканизм.

Он н возю1кли главным образом за счет ннтенспвных восходящих вертикальных,

щих движений,

и

в

меньшей

поэтому для

степени

них

1 Приставка «ЭПИ» означает «после»

горизонтальных

характерен

сЖII\\аю­

глыбовый характер

(пос.1еrеосинклинальные и т. д.).

31

строения коры. Принципиальным же отличием эпиплатформенных орогенов от эпигеосинклинальных является их образование на месте платформы, а не на месте геосинклинальнаго прогиба. Оно про­ исходит в том случае, когда часть существующей платформы вовлекается активными тектоническими движениями какой-либо тектоно-магматической эпохи в гораобразовательный процесс. Ин­ тенсивные

вертикальные

движения

положительного

знака

приво­

дят к расколу жесткого фундамента платформы и поднятию от­ дельных его блоков. Образуется горнаскладчатая область, по своему

тектоническому

строению

мало

отличающаяся

от

эпигео­

синклинального орогена. Подобные структуры литосферы обычно называют областями эпиплатформенной или постплатформенной активизации, а сам процесс дейтероорогенезом (по К. В. Боголе­ пову) 1. Примером их являются Тянь-Шань, Тибет, Монголо-Охот­ ский пояс. Иногда постплатформенная активизация сопровож­

дается активным излиянием базалионых лав (Восточная Аф­ рика). В строгом смысле слова к областям эпиплатформенной активизации следует относить Алтай, Саяны и ряд других горных стран,

испытавших

значительное

обновление

рельефа

в

несген­

четвертичное время.

Основными структурами

континентальных орогенов являются

антиклинарии и синклинории.

Антиклинарий-это сложная складчатая структура антикли­ нального

строения,

возникшая

из

интрегеоантиклинального

под­

нятия в результате складчатых процессов. В рельефе выражен гор­

ным

хребтом,

в

ядре

которого

располагаются

более

древние

породы, чем на крыльях. Группа антиклинориев составляет меган­

тиклинорий

(например, мегантиклинорий Большого Кавказа).

Синклинорий- сложная складчатая структура синклинального строения,

возникшая

в

результате складчатых

процессов

из

ннт­

рагеосинклиналей. В рельефе может быть выражен пониженнем или горным хребтом, однако в ядре располагаются обязательно

более молодые породы, чем на крыльях. Сииклинорин могут обра­

зовывать межгорные впадины.

Совокупность синклинориев

назы­

вается мегасинклинорием.

Наряду с указанными основными структурами в пределах гор­ носкладчатых областей выделяют также древние глыбы, краевые массивы, краевые (тыльные) прогибы, наложенные впадины. Эти элементы в строении

гарноскладчатой

области

присутствуют не

всегда, придавая специфиi\:у той или иной области.

Горноск.r1адчатым областям присуща симметрия, которая за­

ключается в повторении структурных зон при движении от центра

к перифериям. В этом же направлении происходит ослабевание

складчатости, метаморфизма, уменьшение удельного веса магма­ тических пород в разрезах. Складки гарноскладчатых областей

обладают вергентностью, т. е. веерообразным наклоном осей, рас1

Геосинклинальный орогенез К. В. Боrолепов предлагает называть прото­

ороrенезом.

32

падающихся

от центра

к периферии.

Гарноскладчатые

области

характеризуются сложностью строения и группированием более мелких структур в более крупные: антиклинали и с1шклинаш1 объединяются в антиклинарии и синклинории, а последние - в ме­ гантиклинории и мегасинклинории. Широко развиты в этих областях надвиги,

покровы,

О к е а н и чес к и е

,

шарьяжи.

о рог е н ы

(георифтогены

по

Г.

Б.

Удин­

цову) образуют. горные пояса на дне Мирового океана общей про­ тяженностью свыше 70 тыс. км при ширине до 2-3 тыс. км. Обычно они располагаются в центральных районах океанов, иногда

подходя

к

краю

материков,

поэтому

их

называют

еще

срединнаокеаническими хребтами. Такие хребты установлены в на­ стоящее время в океанах: Атлантическом (Срединноатлантиче­

ский), Индийском (Срединноиндийский, или Аравийско-Индий­ ский), Тихом (Восточно- Тихоокеанский), Северном Ледовитом (хребет Гакке.тrя). На долю океанических арагенов приходится до 10% общей площади поверхности нашей планеты. Рельеф океанических арагенов резко расчлененный. В их со­ ставе выделяют горные пики, склоны, гребни, рифтовые долины. Высота отдельных горных вершин достигает 3-4 км, иногда они

возвышаются над уровнем океана, образуя острова (Азорские, Пасхи, Вознесения, Сен-Поль, Буве и др.). Центральная часть срединно-океанических хребтов рассечена рифтовой долиной­ глобальной трещиной земного шара глубиной до 5 км при ширине

5-10 тельно

км. Геологическая природа океанических арагенов оконча­ не

выяснена,

их

строение

и

развитие

находятся

в

стадии

изучения. Несмотря на четко выраженный горный рельеф, они, вероятно, не испытывали таких гораобразовательных процессов, как

континентальные

nоследних.

орогены,

Имеющиеся

чем

данные

принципиально

указывают

отличаются

на

от

преобладание

в океанических арагенах не сжатия, а растяжения коры. Имеются визуальные

свидетельства

растяжения

океанического

дна

в

виде

параллельных рифтовой долине трещин (Мони н, 1977). Однако океанические арагены также характеризуются высокой сейсмиче­ ской активностью и вулканизмом. Верхняя мантия под ними раз­ уnлотнена. Плотность ее составляет 3,1 г/см 3 , тогда ка!\ в сосед­ них областях- 3,3-3,4 г/см 3 . Над рифтовой долиной фиксируется аномально высокий тепловой поток, в 6-7 раз превышающнй фоновое значение. Некоторые ученые (А. В. Пейве, 1975) счи­ тают,

что

океаннчесюrе

как и кайнозойские а

линза

орогены

испытали

континента.1ьные

разуплотненной

мантии,

складчатые

движения,

горнаскладчатые

лежащая

в

их

области,

основании,- это

нижняя часть земной коры, образующая «корни гор».

§ 4.

ПЛАТФОРМЫ

Гарноскладчатые области испытывают воздействие разрушающих сил внешней динаУшки Земли. С течением вре:-.1ени денудация

3

приводит

Заказ N• 380

к

нивелировке

рельефа:

горные

хребты

33

сг.1аживаются, а межгорные впадины заполняются продуктами раз­

рушения и на месте горной страны формируется полого-всхолмлен­ ная равнина- пенеплен. Возникшая континентальная земная кора

в

результате

глубокого

приобретает жесткость,

метаморфизма

устойчивость

и

пород

в

и

гранитизации

дальнейшем

уже

не

испытывает активных тектонических движений, как в геосинкли­ нальный период развития. Вертикальные движения выражаются в медленном опускании или поднятии блоков земной коры, а гори­ зонтальные проявляются в ослабленном виде и фиксируются глав­ ны~

образом

плавными,

пликативными дислокациями

осадочных

пород. С этого момента литосфера переживает новый этап своего развития-платфор м е н н ы й.

Платформа

(по В. Е. Хаину) -это относительно устойчивый,

консо.1идированный складчатостью, метаморфизмом и интрузиями

крупный участок литосферы изометрических очертаний. Д.1я платформ характерны: изометричность (полигональность) границ и большинства крупных геоструктурных элементов, входя­

щих в ее состав;

сравнительно

небольшая

амплитуда и слабая

контрастность вертикальных движений, что выражается в сгла­ женном преимущественно низменном рельефе; относительно не­

бо.1ьшая мощность накопленных осадков (в среднем 2-3 км) пре!!\'!)'Щественно неритовых (мелководных) фаций; постепенная 113~1енчивость мощности и фаций вкрест простирания структур, а отсюда 11 незначительный градиент мощности отложений; чрез­ вычайно редкое проявление маrматизма (в особенности интрузив­ ного), представленного преимущественно базальтовой магмой; пракrическое отсутствие метаморфизма; мозаичное гравиметриче­ ское поле, небольшие по амплитуде и градиенту аномалии, ука­ зывающие на состояние, близкое к изостатическому равновесию; резко пониженпая сейсмическая активность, за исключением райо­ нов.

при:\!ыкающих

к

активным

незначительный тепловой поток

5

раз меньше, чем в

геосинклиналям;

(геотермический

относительно

градиент в

геосинклиналях); ослабленное

4-

проявление

горизонтальных движений, что выражается в пологом, слабо дис­ лоцированном залегании осадочных пород.

Выделяют

два

типа

платформ:

континентальные И океани­

ческпе.

К о н т н н е Н1' а льны е

п .rr а т фор мы

(эпейрократоны или

просто кратоны) представ.rrяют собой материковые равнины, вы­ сота которых обычно не превышает 500 м (реже 1000 м). Кора платформ в наибольшей степени соответствует стандартному типу континентальной коры и характеризуется слабым изменением мощностн- от 35 до 55 км, в среднем 40 км. Платформы имеют двухъярусное строение. Нижний структурный ярус (этаж) обра­ :юва.1ся

в

геосинклинальную

предысторию

и

получил

название

фуrпа:-.tента (основание, цоколь). Различают кристаллический и ск.1адчатый фундамент. Кристаллический фундамент представлен гранитами, гнейсами, слюдистыми сланцами, т. е. преимущест­ венно интрузивными магматическими и глубоко метаморфизован-

34

ными

породами,

складчатый- эффузивными

метаморфическими

метаморфизма тельной

(глинистые

перекрывается

осадочными

сравнительно

сланцы,

дислоцированности.

несогласно

ющими

породами

образованиям н

невысокой

и

степени

филлиты и т. д.), но значи­

Фундамент

полого залега­

толщами,

образую­

щими платформенный (или осадочный) чехол. Формирование его происходило на платформенном этапе развития. Чехол сложен

преимущественно

осадочными

породами, в редких случаях с прослоями

эффузивно- вулканических образований. Породы практически не метаморфизо­ ваны и относительно слабо дислоциро­

ваны. Фундамент, как правило, отделен

~

от платформенного чехла

"'

несог ласием

региональным

стратиграфического и уг ло­

вого типов.

В строении платформ принимают уча­ стие разнообразные структурные элемен­ ты, отличающиеся формами, размерами, режимом тектонических движений (рис. 4). Охарактеризуем кратко основ~ ные из них.

Щи ты- обширные изометрические области платформ, где на дневную по­ верхность

выходят

породы

кристалличе­

ского фундамента, осадочный чехол от­ сутствует. На платформенном этапе раз­ вития испытывали преобладающие восхо­ дящие вертикальные движения.

Хребты- вытянутые аналоги щитов. На поверхность выходят породы складча­ того фундамента. Некоторые исследова­ тели

предлагают

называть

такие струк­

туры «рахигенами» (с греческого­ «гребнем рожденные»). Хребты сравни­ тельно небольших размеров выделяют как кряжи.

Массивы метрические

перекрытые

(выступы)- крупные изо­ платформенные структуры,

осадочным

"

чехлом. В ряде мест на поверхность выходит кристаллический или склад­ чатый фундамент. В процессе развития

~

массивы

маломощным

испытывали

чередование

восхо­

дящих вертикальных движений и замед­

ленного прогибания.

Антеклизы- массивы,

3*

втянутые

в

35

погружение и в связи с этим полностью перекрытые платформен­ ным чехлом.

Иногда не делается

различия

между

антеклизами

и массивами.

Гряды- линейные

структуры

значительных

размеров горсто­

вого типа, перекрытые маломощным чехлом.

Своды- крупные округлые структуры

платформ, характери­

зующиеся сокращенной мощностью чехла (до 1-2 км). В про­ цессе развития испытывали замедленное, но устойчивое прогибание. Валы- значительные по размерам, вытянутые платформенные структуры, объединяющие несколько структур более мелких по­ рядков. В пределах валов осадочный чехол достигает мощности 2-3 км. В зависимости от размеров и особенностей строения раз­ личают крупные валы, или мегавалы, сложные валы, дизъюнктив­ ные

валы- осложненные

разломом,

просто

валы- вытянутые

поднятия, охватывающие несколько антиклиналей. Зоны поднятий- линейные горстовидные поднятия платформ значительной протяженности, объединяющие несколько блоковых поднятий. Мощность осадочного чехла достигает 1-2 км. Плиты- обширные изометрических очертаний области плат­ фор~t. характеризующиеся широким развитием осадочного чехла, что свидетельствует о длительном и устойчивом их погружении. Перикратонные опускания (по Е. В. Павловскому) -широкие полосовые зоны (длиной до 1000 км) резкого погружения фунда­ мента платформы и развития осадочного чехла, значительно пре­ вышающего

по

мощности чехол

плит.

Перикратонные опускания

распо.1агаются обычно по краям платформы.

Сtтеклизы- изометрические области максимального погруже­ ння ШIИТ. Характеризуются наиболее мощным платформенным чехлом (до 5-6 км), что указывает на длительное проявление устойчивых нисходящих вертикальных движений в их пределах.

Сннек.'!изы наблюдаются как на плитах (в большинстве случаев), так 11 на щитах (синеклиза Гудзонова залива в центральной части

Канадского щита). Среди синеклиз особое место занимают крае­ вые синеклизы (батисинеклизы по А. Л. Ставцеву или экзосине­ к.1нзы по В. С. Журавлеву), располагающиеся на периферии п.шты.

Авлакогены- специфические

структуры

платформ

(впервые

выде.1енные Н. С. Шатскпм), имеющие грабенаобразное строение



греческого- «бороздой

вается

на

рожденные»).

Авлакоген

теле платформы в условиях прогибания

заклады­

(проседания)

узкнх зон земной коры, обычно выполнен континентальными тер­ рнгенными

от.1ожениями

нижних

горизонтов

осадочного

чехла,

часто с прослоями эффузивов база.'!Ьтового состава. Авлакогены

бывают двух типов- инверсионные и неинверсионные. Впадины- изометрические крупные платформенные структуры, ос.1ожняющие

антеклизы

мостоятелыю.

В

своем

и синеклизы, могут существовать и са­

развитии

испытывали устойчивые нисхо­

дящие вертикальные движения. Вытянутые аналоги впадин назы­ вают прогибами.

36

В качестве структур сочленения выделяют седловины, пере­ мычки и пережимы. Они отличаются друг от друга размерами, общим для них является граничное положение между положитель­ ными или отрицательными платформенными структурами.

Среди платформенных структур различают также однокрылые структуры: моноклинали, флексурно-разрывные зоны, структурные уступы и тектонические ступени.

Моноклинали- крупные структуры, в которых слои наклонены в

одну

сторону.

Флексурно-разрывная зона- крупный флексурвый (односто­ ронний) изгиб пластов, осложненных в ряде мест тектоническими нарушениями. Обычно флексурно-разрывной зоне в чехле соот­ ветствует крупный разлом в фундаменте платформы, образующий тектоническую ступень. Синонимом флексурно-разрывной зоны служит структурная терраса или структурный порог. Сравни­ тельно мелкие структурные террасы называют структурными усту­ пами.

Существуют термины свободного пользования, применимые к разномасштабным структурным элементам: структура, складка, дислокация, нарушение, поднятие, опускание, горст, грабен, флек­ сура, вершина и т. д.

Классификация

континентальных

платформ

производится

обычно по времени их образования. Различают древние (эпика­ рельские) платформы, сложившиеся уже в первой половине про­ терозоя, и молодые платформы, возникшие позже (эпибайкаль­ ские, эпикаледонские, эпигерцинские, эпимезозойские). Возраст платформ устанавливают по времени проявления платформаобра­ зующей фазы складчатости, учитывается соотношение возрастов фундамента

и

осадочного

чехла,

что

вкупе

указывает

на

завер­

шение геосинклинальнаго развития данного участка земной коры

на начало платформенного режима развития. Древние (эпикарельские) платформы образуют в пространстве самостоятельные массивы континентальной коры, окруженные со всех сторон более молодыми платформами. Очертания древних

11

платформ

и

их главнейш11х структурных элементов имеют

четко

выраженный изометрический рисунок. Такая же особенность наб­ людается и в рисунке гравиметрического и магнитного полей. Фундамент платформ сложен глубоко метаморфнзованными 11 магматическими интрузивными породами (гнейсами, кварцитами, слюдистыми сланцами, гранитами, габбро и т. д.), что позволяет рассматривать его как кристаллический. По мнению В. Е. Хаина, «начало основного этапа формирования (консолидации) фунда­ мента древних

т. е.

на

платформ

время порядка

падает

2000

на

конец

раннего

протерозоя.

млн. лет, отвечающее раинекарель­

ской тектоно-магматической эпохе» (Хаин, 1973). Между кристал­ лическим фундаментом древних платформ и их осадочным чехлом располагается

крупное

региональное

несогласие,

отражающее

длительную эпоху перерыва в осадконакоплении. Эта эпоха пред­ шествует

накоплению

чехла

и

характеризуется

интенсивным

37

размывом

пород

фундамента,

ее

продолжительность

достигает

иногда 1000 млн. лет. Формирование чехла древних платформ начинается в условиях растяжения и проседания земной коры, результатом чего явпяется

активное проявление разломов, опускание по ним узких б.ТJоков коры и заложение авлакогенов, которые расчленяют единую жест­

кую глыбу платформы на отдельные

щиты.

Над

ав.Тiакогенам:и

происходит заложение синеклиз, в прогнбанне втягиваются ск.ТJоны щитов, что приводит к полному распаду последних и уменьшению

их территории. По мере развития платформ синеклизы объеди­ няются

в

единую

плиту,

превращая

разделяющие

их

поднятия

фундамента из щитов в антеклизы. В дальнейшем развитие плит и оставшихся щитов носит принципиально различный характер. В

пределах

первых

доминируют

нисходящие

вертикальные

дви­

жения, на фоне которых в отдельных участках проявляются за­ медленные прогибания. Для щитов характерно преобладание вос­ ходящих вертикальных движений, сравнительно редко сменяю­ щихся прогибаниями. В связи с отмеченными особенностями

в развитии древних платформ различают две стадии (по В. Е. Ха­ иву}- доплитную (авлакогенную} и плитную. Отличительной чертой древних платформ является также не­ унаследованное развитие. Оно проявляется, во-первых, в том, что заложение платформенных структур не согласуется с поnаже­ ннем геосинклинальных структурных элементов, часто платфор­ менные

структуры

нальных;

распоnагаются

во-вторых,

в

инверсии

вкрест

простирания

развития

древних платформ, выражающейся в

геоспнкnи­

некоторых

структур

периодической смене знака

вертикальных движений.

Элибайкальские платформы (байкалиды} оформились в конце позднего протерозоя. Большинство ученых по особенностям строе­ ния и развития этих платформ относят их к группе моnодых.

Часто байкалиды

совместно

с карелидами

выделяют в единую

ассоциацию докембрийских платформ, противопоставляя пм по­ слекембрийские платформы. Последние объединяют платформы, возникшие в палеозойскую и мезозойскую эры. Сюда входят элипалеозойские и элимезозойские платформы.

Эпипалеозойские в

течение

платформы

палеозойской

эры.

(палеозоиды)

Различают

формировалнсь

эпикаледонские

плат­

формы (каледониды), соответству~qщие раинепаnеазойскому (ка­ ледонскому) этапу развития Земли (кембрий, ордовик, c;myp}, и эпигерцинские

(rерциниды}, или эпиварисцийские

платформы, отвечающие позднепалеозойскому этапу развития Земли (девон, карбон, пермь).

(варисциды)

(rерцинскому)

Элимезозойские платформы (мезозоиды} оформились в конце мезозойской эры. К платформам они могут быть отнесены усnовно. Для мезозоид характерно наличие расчлененного горного рельефа, сравнительно

повышенная

сейсмическая

активность

и

ведавнее

(неоrен-четвертичное время) проявление вулканической деятель­ ности. В то же время в пределах мезозоид складчатые процессы

38

завершились

и

эти

территории

испытывают

в

основном

медлен­

ные вертикальные движения платформенного типа. Эпимезозойские области земного шара претерпевают в настоящее время интенсив­ ный размыв, что ведет к постепенному выравниванию рельефа и

образованию

пенеплена.

Это

позволяет лишь с известной долей

условности относить их к платформам, поэтому обычно их выде­ ляют как параплатформы ( субплатформы или квазиплатформы), т. е. как области, близкие к платформам. Байкалиды, палеозоиды, мезозоиды объединяются в группу молодых платформ. Они располагаются между древними плат­ формами, как бы заполняя межкратонное пространство. Конфи­ гурация молодых платформ и их основных элементов чаще всего имеет .1инейный характер, что находит отражение и в распреде­ .'lении аномалий гравиметрического и магнитного полей. Фунда­ мент мо.'!одых платформ представлен различными сланцами, эф­ фузивными и интрузивными породами и выделяется как складча­ тый фундамент. Развитие структурных элементов молодых платформ, согласно

исследованиям А. Л. Яншина, Р. Г. Гарецкого и др., носит уна­ следованный характер. Заложение платформенных структур про­ исход11Т согласно

11

в

процессе

с геосинклинальными

развития

платформенные

структурными элементами

структуры, как правило,

не испытывают инверсии. В значительной мере заложение и даль­

нейшее развитие тектонических элементов молодых платформ определяется сеткой крупных разломов, начавших свое развитие еще в геосинклинальный период и продолжавших активно про­ являться на платформенном этапе. Между складчатым фундаментом молодых платформ н их оса­ дочным

чехлом

региональное

несогласие,

столь

характерное

для

кратонов, проявляется значительно слабее. Эпоха перерыва в осад­ конакоп.'!ении

редко

насчитывает

несколько

десятков

миллионов

лет, поэтому формирование чехла молодых платформ обычно на­ чинается

практически сразу же после завершающих фаз склад­ чатости, замкнувших геосинклиналь. В связи с этим появляются определенные трудности при установлени11 границы между фун­ даментом и чехлом молодых платформ, что побудило некоторых 11сс.1едователей выделять «переходный» или «промежуточный» комплекс. Так, в состав переходнога комплекса эпигерцинских платфор:-.1 включают красноцветные отложения перми 11 триаса. Ряд ученых считает не целесообразным выделение «переходного»

комп.'lекса. Так, А. Л. Яншин, Р. Г. Гарецкий, 11 др.

предлагают

выяснять

дифференцировать

их структурную

сущность

и

А. Е. Шлезингер

«переходные»

комплексы,

местоположение в

простран­

стве и во времени. Такой подход дает возможность уяснить гео­ логическую

природу

«переходных»

комплексов

и

правильно

ори­

ентироваться при отнесении этих спорных толщ к фундаменту или к осадочному чехлу.

Формирование чехла молодых платформ, так же как и древ­ них, начинается с развития авлакогенов (применительно к молодым

39

платформам

чаще

употребляют

термин

«тафроген»).

Однако

толщи, выполняющие авлакогены (тафрогены) молодых платформ, «выхлестывают»

за

границы

этих

структур,

крупными разломами. По-видимому,

определяющихся

доплитная

(авлакогенная)

стадия молодых платформ сопровождается всеобщим интенсивным прогибанием, которое захватывает целиком платформу, однако в пределах авлакогенов а м плиту да прогибания гораздо зна чи­ тельнее, чем в смежных областях. Плитная стадия развития мо­ лодых платформ характеризуется опять-таки более интенсивным прогибанием,

ляющее

чем

древних,

преобладание

поэтому

плит,

для

них

захватывающих

характерно

иногда

всю

подав­

терри­

торию платформ.

В строении осадочного чехла платформ выделяют следующие формационные комплексы. Для нижней части платформенного чехла характерна морская трансгрессивная терригеиная форма­ Iщя. Она представлена сероцветными и красноцветными об.'lомоч­ нымн породами с включениями и прослоями каменного угля. Не­ которые древние платформы (так называемые подвижные плат­ формы) характеризуются накоплением трапповой формации. В

средней

части

чехла

широко

развиты

морские

отложения,

объединяющиеся в платформенную карбонатную формацию, со­ стоящую из известняков, мергелей, писчего мела, битуминозных мергелей

и

yr леносные

r ли н.

Встречаются

рифовые

отложения,

доломиты,

пачки и толщи.

В период накопления отложений, слагающих верхние секции платформенного чехла, море постепенно регрессирует и осадко­ накопление

приобретает мелководно-морской, лагунный и конти­ нентальный облик. Формируются морская регрессивная террнген­ ная,

верхняя

паралическая

yr леносная,

эвапоритовая,

красноцвет­

ная формации. Неоrен-четвертичное время характеризуется регрессией моря и преимущественным континентальным осадкана­ коплением

в

пределах

кровно-ледниковая,

платформ.

красноцветная

Наиболее распространены континентальная,

а

для

по­ под­

вижных п.1атформ трапповая формации.

В

пространстве сочленение геосинклиналей

и платформ, эпи­

rеосинклннальных орогенических областей и платформ может осу­

ществляться либо посредством передового прогиба, либо через краевой шов. Передовой (краевой) прогиб представляет собой уз­

кую линейную зону прогибания протяженностью до нескольких сотен (тысяч) километров при ширине 50-100 км. Фундамент в их преде.r1ах обычно поrружен до

10-15

км.

Д.1я передовых прогибов характерна прерывистость:

об''Ьlчно

ряДо~t поперечных поднятий они разбиваются на самостоятельные

прогибы. В строении передовых прогибов выделяют два скжJна: геосинклинальвый и платформенный. Первый наложен на сложно­ дислоцированные

породы

эпигеосинклинальной

гарноскладчатой

области. Ск.1он узкий, для него характерна линейная склгJДчатость: антиклинали

40

вытянуты

параллельна

горным

хребтам

и

распола-

гаются

четковидными

эшелонами,

сопрягаясь

с

параллельна

иду­

щими синклинальными складками. Поднятия чрезвычайно узкие и имеют углы наклона до 45-60°. Платформенный склон передового прогиба закладывается на краю платформы. Он значительно шире геосинклинального, в его пределах развита платформенная склад­ чатость. Складки обычно разноориентированы, не сопряжены, углы наклона крыльев значительно более пологие, форма складок более

изометрична.

Внешнюю границу платформенного склона передо­

вого прогиба провести иногда довольно трудно, так как прогиб сливается с перикратонным опусканием платформы, образуя как

бы единую краевую систему. Для разделения их необходим фор­ мационный

анализ,

который

далеко

не

всегда

удается

сделать

в силу недостаточной изученности регионов.

Краевой шов (по Н. С. Шатскому) представляет собой зону глубинного разлома, ограничивающую платформу. Передовые прогибы накладываются на краевые швы и часто скрывают их, однако

в случае отсутствия передовых прогибов краевые швы четко фиксируются и играют роль сопряжения геосинклиналей и платформ, орогенических областей и пл·атформ.

О к е а н и чес к и е платформы (талассократоны или талассо­ гены) расположены в пределах океанов и выражены в рельефе их дна глубоководными котловинами (абиссальные равнины). Мощ­ ность коры составляет в среднем 5-7 км. Кора состоит из ба­ зальтового, надбазальтового и осадочного слоев. Океанические платформы изучены чрезвычайно слабо, их исследование только начинается.

§ 5.

СРЕДИННЫЕ МАССИВЫ

К устойчивым областям литосферы относятся и срединные массивы, которые являются принадлежиостью геосинклиналей и орогенов. Это - жесткие ядра, возникшие при деструкции ранее существовавших платформ (осколки платформ- срединные мас­ сивы первого рода) или на ранней стадии геосинклинальнога цикла в результате частной инверсии (срединные массивы вто­ рого рода). В любом случае- это сравнительно плацидарные области литосферы, которые приобрели устойчивость за счет ре­ гиона.'IЬного метаморфизма пород и гранитизации. Срединные

массивы обычно участвуют в строении гарноскладчатых областей в виде межгорных впадин или платообразных поднятий и в строе­ НШ!

геосинклиналей, образуя жесткие ядра, разграничивающие геосинклинальные системы. На платформах они входят в состав фундамента, образуя наиболее древние его блоки. По особенно­ стям

строения

срединные

массивы

занимают

промежуточное

по­

ложение между платформами и геосинклиналями. С первыми их сближает сравнительно маломощный осадочный чехол, не затро­ нутый региональным метаморфизмом и складчатостью, магмати­ ческая

же деятельность роднит нх с геосинктша.лями.

41

fЛУБИННЬIЕ РАЗЛОМЬI

§ 6.

Под глубинными разломами понимают линейные зоны дроб­ дения, расположенные между различно «живущими» блоками

литосферы и выполняющие роль подвижного их сопряжения. Для глубинных разломов характерны: большая протяженность (сотни, тысячи километров при ширине в несколько километров), значи­

тельная глубина проникновения в недра Земли (от

100 до 700 км),

длительность и многофазность развития (в течение нескольких эр), пограничное положение между блоками литосферы, отличаю­ щимиен историей и тектоническим режимом развития.

Существует

несколько

классификаций

глубинных

разломов.

В. Е. Хаин, например, предлагает подразделить их по трем основ­ ным признакам: глубине проникновения, механизму движения и

тектонической позиции. Эта классификация наиболее ляема. Выделяют периокеанические, перикратонные швы), сквозные, ломы.

внутригеосинклинальные

Существуют

и

другие

и

употреб­ (краевые межглыбовые раз­

классификации,

предложенные

Н. С. Шатским, Н. М. Синициным, А. В. Пейве, В. А. Апродовым, А. И. Суворовым, В. А. Дедеевым, И. И. Потаповым. При делении глубинных разломов по их тектонической пози­ ции целесообразно принимать за основу тип коры, рассекаемой зоной разлома. В этом случае можно выделить континента.'Iьные, океанические и транзитные (сверхсквозные) глубинные paз.'IO"viЫ.

Континентальные глубинные разломы располагаются в преде­ лах континентов и рассекают кору континентального и субконти­ нентального типов. Эти разломы в свою очередь делятся на крае­ вые швы (перикратонные), трансконтинентальные, внутриплат­

форменные и

внутригорноскладчатые.

Первые

выполняют роль

естественной тектонической границы между континента.'1ьными платформами, геосинклиналями и гарноскладчатыми областями.

Трансконтинентальные разломы (сквозные, по Н. С. Шатскому) рассекают целый континент или несколько континентов вне зави­ симости

от

наличия

разновозрастных

и

разнотипных

структур.

Внутриплатформенные разломы разделяют платформенные глыбы литосферы на более мелкие блоки, отличающиеся, как правило, возрастом консолидации. Это позволяет выделять межгеоб.'Iоко­ вые, надгеоблоковые и внутригеоблоковые разломы. Внутригорно­ складчатые разломы осложняют строение гарноскладчатых об.'Jас­

тей.

Они

делятся

на

структурам области, вкрест

согласные, т.

и несогласные

е.

вытянутые

парал.'Iельно

(секущие), ориентированные

простирания.

Океанические глубинные разломы рассекают кору океаниче­ ского и субокеанического типов. Различают периокеанические, трансокеанические

и

трансформные

разломы.

Первые

разграни­

чивают континенты и океаны. Например, разломы Тихоокеанского

ограничения

(зоны Заварицкого-Беньофа), выраженные в рель­

ефе океанического дна глубоководными желобами. Трансокеани­ ческие разломы образуют глобальную рифтовую систему, рассе-

.42

кающую океаны. Трансформные разломы пересекают срединно­ океанические хребты и рифтовые долины. По ним происходит смещение срединнаокеанических хребтов.

Транзитные глубинные разломы (сверхсквозные) представляют собой фf'номенальные зоны дробления литосферы, простирающиеся несог.пасно по отношению к крупнейшим ее структурам- конти­ нентам и океанам. В их состав входит обычно несколько глубин­ ных

разломов,

прослеживающихся

и

на

континентах,

и

в

океанах.

Образуется целый пояс разломов, протягивающийся иногда на ты­ сячи километров. Транзитные разломы рассекают разнотипные коры (океаническую, континентальную и промежуточную).

РАЗДЕЛ

II

ЭЛЕМЕНТЫПАЛЕОНТОЛОГИИ Па л е о н т о л о г и я (с грече миграционная способность и марганца. По-видимому, вместе с железом и марганцем из океанической воды осаждался и крем­ ний. В результате происходило формирование специфических же­ лезных и марганцевых руд.

6

Заказ N•

380

81

В древних толщах встречаются ликвационные месторождения

медно-никелевых руд, с которыми связано до 80-90% всей до­ бычи никеля за рубежом (Канада), попутно извлекаются платина, палладий;

месторождения кобальта приурочены к кобальто-мед­

ному оруденению (Катанга, Северная Родезия). Сравнительно широко известны месторождения золота, содер­

жащиеся в золотоносных конгломератах Африки и гидротермаль­ ных жилах Канады, Бразилии, Африки, Индии, Австралии. ния

до

В сходных условиях и в тех же районах, что и месторожде­ золота, встречаются месторождения урана, обеспечивающие

годовой зарубежной добычи этого полезного ископаемого. Основная часть добычи таких металлов, как торий, тантал, ниобий, берилий, литий, связана с пегматитовыми полями архея

80%

и протерозоя.

Некоторые ниты, гнейсы,

магматические и метаморфические породы (гра­ сланцы, кварциты и др.) используют в качестве

строительного материала.

Перечисленный

комплекс

полезных

ископаемых

свидетель­

ствует о необычайном богатстве древнейших толщ Земли рудами и н еру дным (строительным) сырьем.

Глава

9

СРЕДНЕ-ПОЗДНЕПРОТЕРОЗОйСКИй ЭТАП Продолжительность средне-позднепротерозойского этапа раз­ вития Земли составляет около 1,5 млрд. лет (абсолютный возраст 2 млрд+бОО-570 млн. лет). Этот nервый этаn совместного су­ ществования в литосфере геосинклиналей и платформ соответст­ вовал nервой nоловине геосинклинально-платформенной стадии

развития Земли. Завершение его знаменовалось оформлением до­ кембрийских платформ, дальнейшим сокращением территории гео­ синклинадей. Отложения среднего и nозднего протерозоя шире распространены в пространстве, чем более древние комnлексы, они содержат большее количество искоnаемой фауны и флоры и .rтучше изучены.

§ 1.

ОРГАНИЧЕСКИИ МИР И СТРАТИГРАФИЯ

Возникшие в конце архея- начале nротерозон низшие много­ клеточные дали начало многим тиnам беспозвоночных животных.

В отложениях среднего nротерозон (удоканская серия Забай­ калья) известны остатки трубочек червей Udokania proЬlematica, в позднем протерозое- это губки, археоциаты, кишечнополост­ ные, черви, примитинные иглокожие. Наиболее хорошо сохранив­ шиеся окаменелости установлены в образованиях венда Южной

Австралии (эдиакариевая фауна), абсолютный возраст которых 680-570 млн. лет. Здесь найдено свыше 1500 экземпляров остат-

82

ков бесскелетных животных, в том числе медузы ( 13 видов), вось­ милучевые кораллы (4 вида), черви (5 видов) и ряд организмов неясного

систематического

положения,

напоминающих

моллюс­

ков, примитинных иглокожих. Остатки эдиакариевой фауны уста­ новлены также в ряде мест Советского Союза, в Англии, Южной Африке. Кроме того, из отложений верхнего протерозоя известны трубочки червей-трубкожилов, погонофор, двустворчатые рако­ вины ракообразных. Найдены также сферические скелеты органи­

ческого происхождения ( сфероморфиды, акритархи и т. д.), при­ надлежавшие, вероятно, фораминиферам. Таким образом, в сред­ нем

-

типов

позднем

протерозое

животного

царства,

существовали

однако

все

они

представители

практически

многих

не

имели

скелетных образований.

Из растительного царства известны остатки бактерий, Грибов и водорослей, населявших в основном океанические бассейны. Возможно, что некоторые виды бактерий и грибов существовали и в пределах суши. Наиболее важное значение среди растений имели сине-зеленые водоросли. Они были, вероятно, одними из первых растений, которые использовали солнечную энергию при

образовании питательных веществ. Сине-зеленые водоросли (од­ ноклеточные и многоклеточные растения) расселялись обычно ко­ лониями

в

относительно

мелководных

морских

и

пресных

водое­

мах. В слизи колоний вне клеток происходило отложение извести в виде известковых корочек, которые, разрастаясь, формировали известковые слоистые корки и желваки. Эти образования назы­ вают строматолитами и онколитами. В отложениях верхнего про­

терозон часто встречаются известняковые

(в частности, в Центральной Сибири)

и доломитовые толщи,

в составе которых присутст­

вуют биогермные тела.

Несмотря на относительное разнообразие животного и расти­ тельного мира, расчленение отложений среднего и верхнего про­ терозон

палеонтологическим

методом

практически

не

произво­

дится. Окаменелости сохраняются крайне редко и в плохом состоянии, систематизация их имеет много неясностей. Стратигра­ фия среднего и верхнего протерозоя также основывается главным образом на данных абсолютной геохронологии (см. табл. 2).

§ 2.

СОСТАВ И СТРОЕНИЕ

СРЕД Н Е-ВЕРХИ ЕПРОТЕРОЗОЯСКИХ ОТ ЛОЖЕН И Я

ОтJюжения среднего и верхнего протерозон развиты на днев­ ной поверхности в тех же районах, что и более древние толщи протерозон и архея. Кроме того, во многих местах верхи проте­ розон вскрыты глубокими скважинами, что способствует более полному их изучению. Сравнительно хорошо изучены разрезы среднего и верхнего протерозоя Европы (Карелии, Тимана, Украины, Поволжья) и Забайкалья. На примере этих разрезов можно проследить различие в развитии геосинклиналей и плат­ форм.

6*

83

Средний-верхний протерозой древних платформ

В пределах Балтийского щита, где фундамент древней Восточно-Европейской платформы выходит на дневную поверх­ ность и доступен непосредственному изучению, среднепротеразой­ ские отложения представлены двумя толщами, объединяющимиен в позднекарельскую серию. Нижняя толща, получившая название сариолийской, с размывом и резким угловым несогласием зале­ гает на метаморфических и магматических породах раннего про­ терозон и архея. Она сложена аркозовыми песчаниками, лавами и туфами, по строению и составу отвечающими молассавой фор­ мации. Мощность толщи 2,0-3,5 км. Породы сариолийской толщи метаморфизованы и дислоциро­ ваны значительно слабее раннепротерозойских отложений. Счи­ тают, что формирование ее происходило на орогенном этапе гео­ синклинальнаго развития.

Несогласно на породах сариолия, нижнего протерозон и архея залегает вторая толща среднего протерозон- ятулийская (18001670 млн. лет). 5Iтулий состоит из аркозовых песчаников, туфопес­ чаников,

глинистых сланцев, в верхней части комплекса

присут­

ствуют мощные прослои вулканических пород: диабазы, туфы, пор­ фириты. Общая мощность толщи 0,7-1,2 км. Выше ятулия залегает иотнийская свита ( 1750-1400 млн. лет), соответствующая нижнему рифею. Она представлена конгломе­ ратами,

кварцитами,

песчаниками,

глинистыми

сланцами

с

про­

слоями кислых эффузивов.

Толщи иотния и ятулия прорваны интрузией красных гранитов рапакиви (1670-1610 млн. лет). Граниты внедрились в платфор­ менных условиях и не подвергыrись последующей деформации. Вместе с тем отложения древнего платформенного чехла слабо ме­ таморфизованы и залегают практически горизонтально. Они вы­ полняют грабенаобразные впадины фундамента, что яв,1яется следствием доплитного этапа развития Восточно-Европейской платформы.

Иную характеристику имеют рифейские отложения, во многих местах В9лго-Уральской области вскрытые глубокими скважи­ нае\Ш. В Карелии эти образования, как правило, размыты после­ дующими денудационными процессами. Исключение составляет спарагмитовый комплекс, представленный почти недислоцирован­ ными

нормальными

осадочными

породами- песчаниками

и

кон­

гломератами, которые встречаются только по периферии Балтий­ ского щита.

В районах Поволжья и Среднерусской возвышенности в со­ ставе рифейских отложений выделяют терригеиные красноцветные разности (песчаники, конгломераты, глины) с прослоями эффузи­ вов и туфов. Пласты залегают горизонтально, породы не метамор­ физованы. Рифенекие отложения выполняют крупные грабены фундамента- авлакогены и характеризуются резкими колеба­ ниями мощностей (от нуля до 3-4 км).

84

Вендские

отложения

распространены

более

широко,

«выхле­

стывая» за границы авлакогенов. Это темные глины с ленточной слоистостью и отnечатками водорослей. Иногда их выделяют как л аминаритавые слои (мощность 50-600 м). Средний-верхний протерозой геосинклиналей В отличие от древних платформ накопление осадков среднего и позднего протерозон в геосинклиналях происходило в более тек­

тонически напряженных условиях. На Тимане (Тимано-Печор­ ская геосинклиналь) эти разрезы обнажаются наиболее полно, они сложены

слюдистыми

сланцами,

кварцитами,

мраморами,

конгло­

мератами и брекчиями, толщи прорваны интрузиями. Общая мощ­ ность только рифея превышает 7 км. В Забайкалье средне-верхнепротеразойские комплексы пред­ ставлены конгломератами, кварцевыми порфирами, спилитами, ке­

ратофирами, сланцами, известняками. Толщи прорваны интрузией гранитов (баргузинский комплекс). Из сказанного следует, что средне-верхнепротеразойские отло­ жения геосинклиналей состоят из метаморфических и магмати­ ческих обраЗований, в том числе и интрузивных. Мощность толщ достигает многих

километров.

В общем для среднего и позднего протерозон характерно на­ копление карбонатных пород (известняков, доломитов), различных слюдистых

сланцев

и

глин,

кварцитов,

конгломератов,

песчани­

ков, основных эффузивов. По сравнению с предшествующим эта­ пом

резко

сокращается

накопление

граувакков

и

полностью

исче­

зают джеспиллиты.

§ 3.

ОСНОВНЫЕ ЧЕРТЫ ИСТОРИИ ГЕОЛОГИЧЕСКОГО РАЗВИТИЯ

Сравнительный анализ разрезов среднего-верхнего протерозон позволяет сделать один очень важный вывод: в отличие от более ранних

эпох

протерозон

и

архея

на

этом

этапе

развития

лито­

сферы происходило дифференцированно-наряду с геосинкли­ нальными областями существовали крупные территории, харак­ теризовавшиеся платформенным режимом тектогенеза. В развитии эпикарельских платформ в течение среднего и позд­ него

протерозон

можно

выделить две

основные

эпохи:

среднепро­

теразойскую и позднепротерозойскую ( рифей-вендскую) продол­ жительностью соответственно 350 и 1200 млн. лет, разделенные позднекарельским диастрофизмом. Средний протерозой характе­ ризовался остаточным геосинклинальным режимом. Наряду с крупными жесткими эпикарельскими блоками еще существовали отдельные внутренние геосинклинальные троги (интракратонные геосинклинали), сохранившиеся от более ранних эпох протерозон и архея (например, Ладожская геосинклиналь в Карелии). В этих трогах господствовал тектонический режим, близкий к геосинкли­ нальному,

что

нашло

отражение

в

соответствующих

типах

пород.

85

Остальные в

среднем

территории протерозое

древних гористую

платформ сушу,

представляли

подвергавшуюся

собой

эрозион­

ным процессам и нивелировке рельефа. В конце среднего протерозон проявился nозднекарельский диа­ строфизм (1750 млн. лет). Он привел к окончательной ликвидации геосинклинальнога

режима

в

интракратонных

геосинклиналях.

Примечательно, что магматические процессы этого времени но­ сили коравый характер, что свидетельствует о разогреве коры вплоть до нижней части гранитного слоя. В свою очередь, это при­ вело к гомогенизации, повышению изотропности, еще большему

упрочению и консолидации фундамента древних платформ. Этот процесс был назван А. А. Богдановым (1968) кратонизацией, Ряд исследователей, учитывая тектоническую активность древних платформ в среднем протерозое, склонны рассматривать конец среднего

протерозон

как

границу

между

геосинклинальным

и

платформенным этапами развития этих регионов. В позднем протерозое древние платформы испытывали в основ­ ном восходящие вертикальные движения. Происходило дальней­ шее дробление их по разломам на разномасштабные блоки. Про­ должали цветными

развиваться

авлакогены,

континентальными

которые

песчаниками,

заполнялись гравелитами,

красно­ глинами

с прослоями эффузивов. Тектонические движения в раннем рифее (готская эпоха в Европе) носили глыбовый характер и обладали повторным метаморфизмом и гранитизацией, захватывающей ра­ нее консолидированные участки платформ. Некоторые исследо­ ватели (В. Е. Хаин, 1973) рассматривают готскую эпоху, как эпоху тектонической активизации древних платформ, аналогичную неоген-антропогеновой эпохе постплатформенной активизации в районах Тянь-Шаня, Восточной Азии, Тибета. В среднем и позднем рифее продолжалось развитие авлакоге­ нов, и лишь в конце позднего протерозон (венд) отложения чехла вышли за их границы, образовав овальные депрессии-синеклизы.

Авлакогены,

таким

образом,

явились

осевыми зонами,

зароды­

шами синеклиз. Начиная с венда, древние платформы вступили в плитную стадию своего развития.

Средний- поздний геосинклиналей. шисся

от

архея

протерозой- важный

Древние и раннего

геосинклинальные протерозоя,

этап

в

системы,

развитии сохранив­

продолжали унаследаванна

развиваться. В то же время происходило образование новых гео­ синклинальных

областей

за

счет регенерации жестких глыб

ка­

релид. Переработке подверглись окраинные участки эпикарель­ ских платформ. Отдельные геосинклинальные троги заходили во внутренние области платформ, образуя интрагеосинклинали. В па­ леогеографическом отношении они представляли собой мелковод­ ные

островные

моря,

где

интенсивно

накапливались

огромные

толщи обломочных пород, карбонатов, и куда активные вулкани­ ческие процессы поставляли эффузивный материал. Процессы диастрофизма, проявившиеся в конце готской эnохи (Евроnа), эльсонекой и гренвильекай эnох (Северная Америка), кибарской

86

эпохи (Африка) и т. д., не привели в геосинклиналях к принци­ пиальной смене тектонического режима. Эти эпохи диастрофизма усилили расчлененность рельефа, что в к увеличению накопления обломочных

свою очередь повлекло пород (конгломератов,

брекчий, песчаников). Процессы диастрофизма дислоцировали породы, метаморфизовали их. Решающей тектоно-магматической эпохой, выразившейся в ликвидации геосинклинального режима во

многих

геосинклиналях

средне-позднепротерозойского

этапа,

явилась раинебайкальская (650 млн. лет). Раинебайкальский диастрофизм, проявившийся на границе рифея и венда, явился чрезвычайно важной вехой в истории раз­ вития Земли на геосинклинально-платформенной стадии. Его про­ явление привело к окончательному оформлению докембрийских платформ в известных в настоящее время границах. К древним платформам присоединились по окраинам байкальские области. Вероятно, к началу палеозоя территория байкалид была во много раз больше, чем площадь байкальских областей, выделяемых ныне. Обширные территории байкальской складчатости сущест­ вовали, в частности, в Сибири, Средней Азии, Западной Европе, Южной и Северной Африке. Впоследствии они были вовлечены в геосинклинальные процессы, раздроблены, переработаны и со­ хранились лишь частично в виде крупных массивов. В связи с

этим

может

создаться

неправильное

представление

о

незначи­

тельных результатах раинебайкальской эпохи диастрофизма, тогда как на самом деле в геологической истории Земли это была вторая по масштабам и значимости эпоха складчатости, уступавшая лишь

карельской эпохе. На это обращали внимание еще Н. С. Шат­ ский (1935 г.) и Г. Штилле (1958). В настоящее время в струк­ туре земной коры можно выделить следующие элибайкальские области, которые включаются в состав докембрийских платформ:

Тимано-Печорская, Байкальская, Араваллийская, Алашаньская и Флиндерс (рис. 9). Одновременно с замыканием одних геосинклиналей в позднем протерозое

происходило

заложение

других,

в

частности

на

севере

Атлантического пояса, в восточной Гренландии, на рританских островах и в Скандинавии. Эти новообразованные геосинклинали не испытали сколько-нибудь интенсивной раинебайкальской склад­ чатости и продолжали

развиваться

в течение раннего палеозоя

по

геосинклинальному режиму.

Возникшие байкалиды привели к дальнейшему наращиванию континентов, в результате чего к началу палеозоя оформились практически

все

известные на

сегодня

материки

в знакомых очер­

таниях. Однако положение их в пространстве было, вероятно, иное. Наиболее вероятно существование двух суперконтинентов­ Лавразии и Гондваны, разделенных широтным океаном Тетисом. Последний отграничивалея от Тихого океана цепочкой островов и архипелагов. Крупные морские бассейны находились, возможно, и внутри Лавразии, образуя внутриконтинентальные моря (см. рис. 8).

87

D

1;;;;~

'\)

2!~~

~ [?

еР!>

-~ f~~;:Jл [::>.

Схема стратиграфического деления позднего палеозоя

Примеры руководящих ископаемых Пер11од (система)

Век (ярус)

Эпоха (отдс.1)

брахнаподы

корал.1ы

1

По:щнин

Татарский

Pz

Казанский У фимекий

Ранняя

Куш·урскнй Артинекий Сакмарский Ассельекий

Licharewia rugulatus

-

Dictyoclostus uralicus

-

простейшие

гониатиты

1

1

1

-

-

Пермскиi'! р

r1

Сз

1

1

1

-

-

Chaetetes giganteus

Choristites supramosquensis

Оренбургс кий Гжельский Кассимовский

Поздняя

Scl!wagerina

Medlicottia artinskia

1

1

5

1 Ка мен ноугольный

с

Средняя

Cz

Ранняя с,

1

1 Московский Башкирский

Choristites mosquensis

Намюрский Визейский

Gigantoproductus giganteus

1

1

-

-

Fusu/ina

-

-

-

C/ymenia laevigata

-

Calceola sandalina

-

-

-

-

-

Lithostrotion irregu/are

Турнейский

Поздняя

D:J

Средняя Девонс кий

D2

Фаменский Франский

Cyrtospirifer archiaci Н ypothyridina cuboides

Живетекий ЭйфеЛ!,ский

Cyrtospirifer disjunctus Stringocephalus burtini

Эмекий Зигенский Жединский

Pentamerus baschkirians Karpinskia conjugola

D

Ранняя

D,

ё

-1

-

Таблица

С>

6

Схема стратиграфического деления позднего палеозоя в некоторых районах мира

00

Западная Европа

СССР

Поздняя

Цехштейн (тюрингий)

Татарский Казанский У фимекий

Северная Америка

Гондвана (Африка)

Красноцветная

Серия бофорт

толща

симаррон

·=:.::= (.)

::;;

.,

с.

t::

Кунгурский Артинекий Сакмарский Ассельекий

Ранняя

Мертвый краеноцветный лежень

Верхний краеный лежень (саксоний)

Серияэкка

Серия биг-блю

Нижний краеный лежень (отэн)

·=:15

= "'

Пенсильванский отдел (пенсильваний)

t;

о

....

>.. о

.,= = ::;; "'

Посттассилийекая серия (север Африки) Серия двайка (юг Африки)

Стефанекий

Оренбургский Гжельский Кассимовский

Поздняя

::.::;'

1

Отложепия раз-

Вестфальский Намюрский

Московский Башкирский

Средняп

1

мыты

1

1

1

1

1

1

Визенекий Ранняя

Намюрский Визенекий Турненекий

Динзитекий

Миссисипский отдел (мисеисипий)

Турненекий

1

Поздняя

Фа менекий Франский

Фаменский Франский

Брэдфорд.

·

хемунr, портэдж, ~

дженеси

:s:

Серия виттеберr

:I:

"' "'

:r (.)

·=:s:

t::

~

u

Средняя

:I:

о

"'

Живетекий Эйфельский

Живетекий ЭйфельекнИ

"' t::1:

•:S:

:z;

:I:

Гамильтон, анандага

(.)

"' :.:

:z; Е-< :s:

u"'

о.

•:S:

:s:

:I:

"'"'

о.

Ранняя

-

Эмекий Зиrенский Жединский

Эмекий Зиrенекий Жединский

Q

tбрийских платформ

раскололись и

их

отдельные

блоки,

ограниченные глубинными разломами, также были вовлечены в прогибание. Так, на Восточно-Европейской платформе уже в де­ вонский период был расчленен Украина-Воронежский палеощит

субширотным грабенаобразным прогибом, протянувшемся от По­ лесья до Донбасса. В прогибание были втянуты и перекрыты девонскими осадками Волго-Уральский палеощит и Воронежский массив. Произошло слияние Московской, Печорской, Украинской, Прикаспийский синеклиз, которые совместно с погребеиными nа­ леощитами сформировали Русскую плиту. В Северной Америке образавались плиты Мидконтинент и Великих равнин, на Сибир­ ской п.1атформе- Ангаро-Ленская плита и т. д.

История

карбона отличалась еще большей сложностью. Это

было время чередования трансгрессий и регрессий моря в усло­

виях .пульсирующих вертикальных движений с преобладанием общего прогибания. На докембрийских платформах накаплива­ лись nреимущественно терригеиная и карбонатная формации. Продолжалось формирование плитного пространства платформ, дифференцирующегося на синеклизы и антеклизы. Наряду с круп­ ны..,ш структурами, образавались локальные пологие куполовид­ ные

поднятия,

вытягивающиеся

цепочками

в

виде

валов

на

крыльях региональных структурных элементов.

Геологическое развитие Гондваны, особенно в ее северных районах, напоминает историю развития докембрийских платформ северного

полушария.

В

каменноугольный

период

здесь

также

фор . .шровалась в основном карбонатная формация. В позднем карбоне на стыке будущих материков южного полушария разни­ вались относительно узкие прогибы, заполняющиеся обломочными

118

породами серии Карру. Особенно четко эти прогибы были выра­ жены по восточной и южной перифериям Африки. По-видимому, формирование их явилось предвестником будущих активных тек­ тонических процессов, приведших в мезозое и кайнозое к расколу Гондваны. Пермекая эпоха была временем наиболее интенсивного возды­ мания огромных платформенных массивов, что сопровождалось одной из величайших регрессий моря. К концу перми докембрий­ ские платформы почти повсеместно превратились в сушу, в связи с чем в перми чрезвычайно широко распространены континенталь­ ные и континентально-лагунные фации. В ряде мест Гондваны, в частности в районе будущего Мозамбикского пролива, образо­ вывались узкие глубокие прогибы, в которых устанавливалась

морская обстановка. Образование подобных проливов отражало, вероятно, тенденцию к распаду Гондваны. В пермское время на докембрийских платформах продолжа­ лось дальнейшее развитие синеклиз, антеклиз и массивов. Одно­ временно формиравались более мелкие структуры типа валов (Жигулевский, Вятско-Камский, Солигаличский, Уфимский валы Восточно-Европейской платформы). Они образавывались в зонах сочленения впадин и поднятий и часто бывали связаны с г.riу­

бинными разломами земной коры. Иные черты развития присущи молодым эпикаледонским об.'!а­ стям земного шара. В девонское время каледонские горные соору­ жения,

возникшие

зультате

чего

в

в

конце

силура,

межгорных

интенсивно

впадинах

и

разрушались,

вокруг

них

в

ре­

происходило

накопление мощных красноцветных континентальных отложений. Это красноцветная формация каледонид отличается от красно­ цветной формации древних платформ значительной мощностью осадков ( 3-5 к м), грубообломочнь(J.! составом и многочислен­ ными прослоями эффузивных пород. Во второй половине девона каледониды были покрыты морем, происходило накопление кар­ бонатной серии осадков. В каменноугольном периоде на территории каледонид наряду с

еще

не

сглаженными

горными

сооружениями

существовали

раз­

делявшие их обширные прогибы. Поднятия интенсивно разруша­ лись, а образующийся при этом обломочный материал заполнял депрессии. Условия осадканакопления были различными, в ре­ зультате чего литологический состав карбона каледонских обла­ стей отличается большей пестротой. В геосинклинальных областях в начале девона формпровались грубообломочные красноцветные континентальные толщи. Но уже в конце раннего девона и особенно в среднем и позднем девоне преобладали морские условия и накаплива.'!ись песчано-г.lини­ стые отложения с прослоями известняков. Мощность измеряется многими километрами, что указывает на длительное и интенсивное

погружение. Во многих местах проявлялась напряженная вулка­ ническая деятельность, отлагались толщи лав, туфов и других вулканогенных пород.

119

Процессы складкаобразования в девоне проявились незначи­ тельно на ограниченной площади Западной Европы (бретонская складчатость). Карбон был временем интенсивного проявления тектонических движений в геосинклиналях. Активное прогибание привело к на­ коплению многокилометровых толщ осадков. Многочисленные угловые и стратиграфические несогласия, наличие в разрезах али­ стостром

и

олистолитов

свидетельствует

о

неодиократном

и

ии­

теиснвиом проявлении складкаобразовательных процессов. Наи­ более интенсивная фаза складчатости, известная в Западной Европе как заальская, проявилась в конце среднего карбона. В результате произошло замыкание ряда геосииклииальных обла­

стей, в том числе и Урала. В позднем карбоне- ранней пер ми на месте Уральской геосинклинали формировалась горная страна. Ме;.1..:ду горным Уралом и передним краем Восточно-Европейской платформы образовался Предуральский передовой прогиб. Ураль­ ская

горнаскладчатая

страна

служила

основным

источником

грубого обломочного материала, который сносился в прогиб и за­ полнял его. Образавывались грубообломочные осадки- конгломе­ раты, песчаники, сланцы общей мощиостью до 2-3 км. В запад­ НО\!

направлении

эти

отложения

постепенно

замещались

мерге­

лнстыми породами меньшей мощности. В 20-50 км к западу от Урада вдоль западного края Предуральского прогиба протягива­ лась полоса рифагеиных массивов. В кунгуре море резко обмелело и

превратилось

хого

и

толщи.

в

серию

изолированных лагун,

жаркого

климата

иакапливались

Поздняя

пермь- время

где в условиях

мощные

накопления

су­

соленосные

континентальных

красноцветных отложений.

В восточных районах Урало-Сибирской геосиикл!'lиали перм­ ские отложения распростра~ены ограниченно. Это объясняется те\!, что в перми большая часть этой области представляла собой горную страну, подвергавшуюся интенсивному разрушению. Осад­ конакопление

происходило

фор~шровались

мощные

только

в

межгорных

преимущественно

впадинах,

где

континентальные,

ме­

ста~!и угленосные осадки (Кузнецкая и Минусинская котловины).

Вторая половина позднего палеозоя во всех геосинклиналях ха­ рактеризовалась

активным

проявлением

процессов

складчатости,

с которыми связано большое число интрузий. Фазы позднепалео­ зойского диастрофизма выделяются и герцинекую тектоно-магма­

тическую эпоху. Складкаобразовательные процессы привели к за­ мыканию ряда

геосинклинальных областей, сокращению их пло­ щадн и расширению территории платформ. Горнаскладчатые обла­ сти позднепалеозойского возраста (герциниды) образавались во многих районах земного шара. К ним относятся Урала-Сибирская,

Монгола- Тяньшаньская, Западно-Европейская, Иннуитская, Аппа­ лачская, Восточно-Австралийская, Южно-Африканская (Капская), Севера-Африканская, Южно-Американская области (рис. 14). Четко обозначились узкие зоны перехода от платформ к геосин­ ктталям- Предуральский, Предалпалачекий передовые прогибы.

120

Рис.

14.

-I

~л ЕJш

Схема современного расположения зон герцинекой складчатости

1 - зоны rерцииской склад1[аrостн: 1 --·-- Иннуитская, 2- ЛnпaЛfа. Когда силы расшире­ ния мантийного вещества преодолевали сопротивление жесткой коры, происходило растрескивание последней с образованием пер­ вичной системы глубинных разломов. Возникновению их способ­ ствовали ротационные силы, а также гравитационная дифферен­ циация

бенно

вещества

активно

на

границе

протекавшая

мантия- ядро,

на

ранних

по-видимому,

стадиях

развития

осо­

пла­

неты.

167

rEZ711!/IIIЛ~Ш[email protected] +

+

+ +

+

+

Рис. 23. Гипотетическая схема последовательной сменой стадий в пределах одного

цикла

эволюции

литосферы

1-

зарождение

астеиолита;

11 -

«вспарывание» нентальной коры и

m

конти­ заложе­

ние

геосинклинали;

IV-

начальное

///

и

поrружение

геосинклинали (юность и зрелость океана); V- пред· арагенная

стадия

геосинклинали

океана); дия

VI-

развития

развития

(старение

ороrенная ста­ геосинклинали

(отмирание океана); V/1доплитная (авлакоrенная) стадия развития платформы; V 1!1 - плитная стадия развития платфор!'.IЬI

н

1-

nервичная

кора

коити

..

неитальиого типа; 2- вто­ ричная (новообразованная) кора

3-

континентального

типа;

новообразованный

ба­

зальтовый слой; 4 - дисло­ цированные, метаморфизо­ ванные

rеосинклинальные

комплексы- будущий фун­ дамент платформ; 5- осадочные

и

вулканогенные

комалексы; 6 - отложения передовых прогибов; 7океаны и моря; 8- горячая разуплотненная мантия. об­ разующая астенолит; 9остывшая

тия;

10-

жение

;;::~~~~ 8 11

"

1

c=:J

уплотненная

астенолита;

11

+++++lэ [illZ:}z

ние

ман­

конвекционное дви­

вещества

основных

в

пределах

11-

наnравле­

тектонических

усилиtl; 12- первичные тре­ щины литосферы и маи·

тип,

индуцирующие рование

форми-

астенопита

В зонах глубинных разломов резко снижается геостатическое давление,

что

дает

толчок

к

разуплотнению

вещества

мантии.

Эклогит может переходить в базальт, ультраосновные глубинные породы- в оливин. При этом объем мантийного материала увели­ чивается на 12-15%. Образовавшаяся масса разуплотненного ве­ щества

обладает

высокой

температурой

и

меньшей

плотностью,

чем окружающая среда. Такие массы легкого мантийного мате­ риала (астенолиты или тектоноферы) как бы всплывают вверх, проплавляя вышележащие толщи. Достигая литосферы, они при­ поднимают кору и «вспарывают» континент (рис. 23, 1/). Проис­ ходит образование первичной геосинклинальной борозды (трога), на стенки которой действуют расширяющие (раздвигающие) уси­ лия. Эта первичная геосинклинальная борозда представляет собой глубинный раздвиг, рифтовую зону. Кора, проплавляясь астеноли­ том,

частично ассимилируется им.

Астенолит в период движения к подошве литосферы и вспа­ рывания ее имеет каплевидную форму, сохраняя, вероятно, связь

с бшiее г лубокими недрами мантии. Постепенно он видоизме­ няется, приобретая грибовидную форму, растекаясь под литосфе­ рой. Плиты коры, разделенные рифтовой зоной, начинают соскаль­ зывать с образовавшегося гигантского вздутия (мегаундации, по Р. В. ван Беммелену) под действием гравитационных сил, увели­ чивая ширину раздвига. Этому способствуют также и конвекцион­ ные процессы, которые могут возникнуть внутри астенолита. Не­ смотря на то, что в рифтовой зоне господствуют усилия растяже­ ния, расползающиеся плиты литосферы вызывают в определенных

местах сжатие. Таким образом, происходит сосуществование ра­ стягивающих и сжимающих усилий

условиях

в литосфере. В современных мы можем наблюдать указанные процессы от вспары­

вания континентов (Восточно-Африканский рифт) до раздвижения континентальных плит по рифтовой зоне, в основании которой за­ легает огромная линза разуплотненной мантии (Срединноатлан­ тический хребет).

В зоне раздвигав из разуплотненного вещества астенолита фор­ мируется базальтовый слой земной коры океанического типа. На месте раздвига образуется сначала узкий морской бассейн эпи­ континентального типа (например, Красное море), а затем уже океанический бассейн (Атлантический океан), в пределах кото­ рого происходит интенсивное накопление осадочных п эффузивных толщ в условиях геосинклинальнаго режима (рис. 23, 111 и 1V). Постепенно астенолит принимает линзовющую форму, теряется его связь с глубинными областями мантии, ослабевают энергетиче­ ские ресурсы. Уменьшается приподнятость дна океана и снижается активность гравитационного соскальзывания плит. Основной при­ чиной раздвижения пластин земной коры на данно:-.t этапе яв­ ляется конвекционное движение вещества в астенолите, возбу­ ждаемое разностью температур в нижней н верхней его частях.

lб9

Энергия астенолита иссякает. Он расползается в пространстве, приобретая форму пласта. Вещество астенолита практически пол­ ностью уходит на сооружение базальтового слоя новообразован­ ной океанической коры, на которой к этому времени уже накопи­ лось и большое количество осадков. Раздвигающие усилия ос­ лабевают, а понижение температуры вещества, неизбежно возникающее при уменьшении

энергии,

приводит к

определенному

сокращению объема материала коры и мантии. Начинают преоб­ ладать

сжимающие

усилия:

геосинклиналь

вступает

в

предоро­

геиную стадию развития, а океанический бассейн испытывает ста­

рение (Средиземное море) (рис. 23, V). В дальнейшем сжимающие горизонтальные усилия продолжают доминировать, уменьшается ширина новообразованной зоны, сбли­ жаются жесткие плиты коры, сминающие рыхлые осадочные обра­ зования в складки. Осадки дислоцируются и метаморфизуются. На месте океанического геосинклинальнога бассейна возникает гарноскладчатая область, которая расчленяет единый ранее океан

на отдельные моря

(рис.

23, V/).

Со временем и они прекращают кора приобретает

свое развитие. Новообразованная океаническая

гранитный слой, переходя в кору континентального типа. Денуда­ ционные процессы выравнивают горный рельеф местности и гео­ синклиналь окончательно переходит в платформу. Рассмотренные стадии развития геосинклинали не всегда сле­ дуют друг

за

другом

в

указанном

порядке

и

не

всегда

присутст­

вуют все из них. Полнота геосинклинальнаго развития во многом зависит от энергетической мощи, сконцентрированной в данном участке земного шара. Таким образом, можно заключить, что пе­ риодам термической активности недр соответствует геосинклиналь­

ная стадия развития литосферы.

Термическая ской

активность

пассивности:

недр

сменяется

геосинклинальный

режим

периодом развития

термиче­ сменяется

платформенным. Начавшееся остывание недр и частичное уплот­ нение вещества коры и мантии прогрессируют. В тех районах плат­ форм, где мощность коры наименьшая, остывание недр происходит быстрее, чем на сопредельных платформенных территориях. Здесь в

первую

очередь

развиваются

нисходящие

вертикальные

движе­

ния и происходит проседание отдельных блоков коры с образова­ нием ограничивающих разломов. Возникают авлакогены, в преде­ дах которых мощность коры обычно не превышает 35-40 км, тогда как в соседних районах она достигает 45-50 км и более. Разломы проникают в литосферу, нарушают установившееся тер­ модинамическое равновесие и вызывают временное и непродолжи­

тедьное оживление магматической деятельности, приводящей к об­ разованию базальтовых, андезитовых, липаритоных и порфирито­ вых лав, встречающихся в то.1щах пород, заполняющих авлакогены

(рис.

23, VII).

Проrрессирующее

остывание

недр

захватывает

все

бодьшие

территории платформ. Нисходящие вертикальные движения полу~ чают более широкое пространствеиное распространение. Начи-

170

нается плитная стадия развития платформ, характеризующаяся вовлечением огромных платформенных территорий в прогибание. Устойчивыми к прогибанию остаются области с наиболее мощной корой,

которая экранирует глубинное тепло

и

задерживает

про­

цесс уплотнения вещества коры и мантии. Как правило, в преде­ лах

платформ

такими областями

коры достигает

50-55

км (рис.

являются

щиты,

где

мощность

23, VIII).

В ряде случаев под платформой может зародиться новый асте­ нолит, в этом случае произойдет ее деструкция, вспарывание и об­ разование новой геосинклинальной борозды. Если энергии астено­ лита

для

этого

ность может платформа). Таким

не

достаточно,

ограничиться

образом,

то

возникшая

образованием

эволюцию

литосферы

термическая

траппав в

актив­

(Сибирская

неогее

можно

рас­

сматривать как взаимосвязанное развитие геосинклиналей и плат­

форм, океанов и континентов, как чередование термически актив­ ных и термически пассивных периодов.

Возникновение астенолитов и зарождение геосинклиналей сов­ падает

с

началом

нового

термически

активного

периода

в

жизни

Земли. Вероятно, более или менее одновременно возникают не­ сколько очагов геосинклинальнаго развития. В каждом конкрет­ ном

случае время образования первичной геосинклинальной бо­ розды и дальнейшая история геосинклинальнога развития вплоть до замыкания геосинклинали и перехода ее в платформу зависят от

количества

сов,

энергии

происходящих

в

и

мощи

нем

и

в

астенолита,

от

различных

околоастенолитном

процес­

пространстве.

Поэтому точной синхронности событий в пределах нескольких кон­ кретных

астенолитов,

конкретных

а

следовательно,

геосинклинальных

систем

и

в

пределах

может

и

не

нескольких

быть,

вернее,

как правило, не бывает. Каждая геосинклиналь обладает индиви­ дуальными чертами развития и не всегда события, происходящие в одной геосинклинали, коррелируются во времени с аналогичными

событиюш в других геосинклиналях. В то же время в общем раз­ витие геосинклиналей в пределах одного геотектонического этапа характеризуется масштабе.

определенной

одновременностью

в

глобальном

Разуплотнение мантийного вещества, проникновение поверхность приводит к увеличению общего

дневную

его

на

объема

Земли. Вначале это происходит в пределах одного или нескольких районов земного шара, а в дальнейшем глубинный материал пере­ распределяется в пространстве. Увеличение объема Земли проис­ ходило

и

происходит также за счет притока

метеорного вещества,

получаемого нашей планетой из космического пространства. Таким образом, несмотря на то, что чередование термоактивных и термо­ пассивных периодов в жизни Земли предусматривает и чередова­ ние процессор увеличения и уменьшения объема земного веще­ ства, общая тенденция изменения объе:vrа и массы планеты на­ правлена в сторону их увеличения.

171

Характеристика полного

Термический

Стадия геосинГеотектонический

клинальноrо или

Стадия развития

режим

nлатформенного

океана

режим

Морфологическая выраженность

развития

-

Платфор-

Пассивный

менный

Зарождение астенолита

Обычно

кон-

тинент

( тектонафера)

1

Зарождение

Вспарывание

То же

континента

Внутрикон-

Юная

тинентальное море

Начального погружения

Активный

Зрелая

Океан

Старость

Океан, море

Ороrенная

Отмирание

Континент

Авлакоrен-

-

..

Геосинклинальный

Предорогенна я

1

1

1

Пассивный

ПлатформенНЫЙ

на я

1 1

172

Плитная

-

"

Таблица

9

цикла эволюции литосферы

Тип коры

Вероятная форма зетеналита

Возможная причина тектонического

Современные ана.1оги

движения

Жесткая платформенного типа (эпейрократон или

Каплевидная

-

Локальный разагрев и

увеличение

объема вещества мантии с образо-

талассокра-

тон)

ваннем

.

То же

астенолита

Подъем астенолита

к

подошве

Восточный Африканский риф т

коры

Новообразованная

Грибовидная

океаническая

Подъем астенолита

и

Красное море

конвекци-

онное течение вещества

То же

Линзавидная

в

неы

iКонвекционное течение в

А т л антика

астено-

лите

Океаническая,

Пластаобразная

частично конти-

Относительное остывание

и \'Мень-

шение объе~lа ве-

неитальпая

шества

в

Средизе~rное море

астено-

лите

I(онтинентальная или субконти-

Астенолит практически

исчезает

Дальнейшее остывание и у~rень-

шение объема ве-

иентальпая

щества

в

Гималаи

астено-

лите

Континент аль-

-

Уплотнение вещества

на я

коры

-

!1

мантии

..

-

-

То же

173

Рассмотренная модель развития гипотетической геосинклинали полный цикл эволюции какого-то

и платформы составляет один

сегмента литосферы (табл. 9). Если в дальнейшем происходит де­ струкция возникшей платформы и возврат геосинклинальнога ре­ жима, то данный участок коры переживает второй цикл эволюции

и т. д. Однако такое циклическое развитие не означает, что в ка­ ждом новом цикле происходит механическое повторение событий предыдущего. Каждый цикл обладает специфическими, индиви­ дуальными чертами развития, процессы протекают на новом ственном

уровне

материализма.

В

в

соответствии

результате

с

каждого

законами

цикла,

каче­

диалектического

помимо

эволюции

литосферы, происходит и общее увеличение объема планеты. Пе­ риодическая повторяемость этих событий в геологической истории

Земли позволяет считать этот процесс пульсационным.

ЧАСТЬ

II

ГЕОЛОГИЯ

СССР

Развитие региональной геологии Советского Союза, изучающей общие закономерности строения и эволюции этой огромной терри­ тории,

тесно

связано

с

развитием

других

геологических

наук.

На заре оформления геологии как науки большой вклад в изу­ чение региональной геологии России внесли М. В. Ломоносов, С. П. Крашенинников, В. Берг, И. И. Лепехин, П. С. Паллас, Н. А. Головкинский. Впоследствии регионадьные исследования были продолжены А. П. Карпинским, А. В. Павловым, И. В. Муш­ кетовым, И. Д. Черским, Н. И. Андрусовым, В. А. Обручевым, А. Д. Архангельским. Особенно интенсивное изучение геологического строения и по­ лезных ископаемых на территории Советского Союза началось после Великой Октябрьской социалистической революции. Уже в первые годы Советской власти по указанию В. И. Ленина был поставлен вопрос об изучении и эксплуатации Курской магнитной

аномалии, Подмосковного угольного бассейна. Открываются ме­ сторождения каменной соли (г. Соликамск), апатитов и нефединов (Хибины), медно-порфиритовых руд (Казахстан), каменного угля (Караганда, Печора, Челябинск и др.). В 1929 г., благодаря ин­ тенсивным усилиям И. М. Губкина, была открыта Волго-Ура.1ь­ ская роль

нефтегазоносная провинция, сыгравшая принципиальную в развитии отечественной нефтяной и газовой проУiыш­

ленности.

Значительный вклад в дело изучения геологии и минеральных ресурсов нашей Родины внесли советские исследовате.rш и в пер­ вую очередь Н. С. Шатский, И. М. Губкин, А. Е. Ферсман,

А. Л. Яншин, М. В. Муратов, Е. В. Павловский, А. А. Богданов, А. В. Пейве, Б. А. Петрушевский, Н. А. Беляевский, Д. В. Налив­ кин, Т. Е. Спижарский, Ю. А. Косыгин, В. Е. Хаин н многие другие.

Изучение региональной структуры территории СССР проводи­ лось и проводится разнообразными геологическими и геофизиче­ скими методами. Обычно при исследовании малоизученных регио­

нов эти методы применяют в следующей послеJ:овательности. Вна­ чале осуществляют геологическую съемку

геоморфологической с

некоторым

съемки

опережением

и

местности с э.1ементами

аэрометодами. Одновременно

производят гравиметрическую

н

или

магнн­

тометрическую разведку. В резу.1ьтате эп1х исследований состав­

дяют представдение о региональной структуре территории, об ори­ ентировке

крупнейших

тектонических

эле:..1ентов,

о

чем

говорят

175

гравитационные и магнитные аномадии. Далее вкрест простирания крупных структур закладывают региональные сейсмические про­ фили и бурят опорные или параметрические скважины. Выясняют особенности строения разрезов чехла и фундамента, литологию пород,

их

гидрогеологические

навливают

крупные

и

и

геохимические

локальные

поднятия

в

показатели;

осадочном

уста­

чехле

и

фундаменте. На выявленных сводовых, валаобразных и локальных поднятиях ставят детальные сейсмические работы с последующим бурение~ глубоких поисковых скважин. В последние годы при региональных

исследованиях

стали

широко

применять

космиче­

ские методы и сверхгдубокое бурение. В настоящее время на территории СССР, как и в других райо­

нах земного шара, выдедяется большое чисдо тектонических обла­ стей и зон, каждая из которых отличается специфическими осо­ бенностями строения. Эта специфика выражается в степени мета­ морфизма горных пород, в характере проявления вулканизма, в

интенсивности

дисдоцированно~ти

пластов,

в

различном

страти­

графическом объеме геологических образований, входящих в со­ став фундамента и осадочного чехла. В зависимости от этого про­ изводят геотектоническое районирование. За основу принимают время проявления последних складкообразоватедьных процессов, завершающих геосинклинальный этап развития данного региона. Таким образом, геотектоническое районирование СССР основы­ вается на принципе разделения территорий по возрасту главной складчатости, проявившейся в данном регионе и приведшей к за­ вершению геосинклинальнаго этапа развития. Прющип был пред­ ложен Н. С. Шатскнм и является в настоящее время общеприня­ тым при геотектоническом районировании различных областей земного шара. В пределах СССР выделяют следующие основные типы геотектонических областей (рис. 24). Области д о к е м б р и й с к их складчатостей, или докембрий­ ские платформы. Фундамент сформировался в архейское и проте­ разойское время. Осадочный чехол, залегающий на кристалличе­ ском фундаменте с резким угдовы~f, а часто и стратиграфическим несогласиями,

представлен

средне-верхнепротерозойскими,

палео­

зойскими, мезозойсiшми н кайнозойскими образованиями. На тер­ ритории СССР находятся две подобные области: Восточно-Евро­ пейская платформа в европейской части Союза 11 Сибирская плат­ форма в Центральной Сибири. В составе этих докембрийских платфор:.1 с.!Iедует различать две принципиально различные обла­ сти: эпикарельской и элибайкальской скдадчатости, объединение которых производится в значительной мере условно.

Области СП!,

иди

скими,

ран н е па л е о з о

эnикаледонские

протеразойскими

ii с к ой

платформы.

и

(каледонской) Фундамент

ннжнепалеозойскими

складчато­

с.'lожен

архей­ образованиями.

Осадочный nокров образуют отложения верхнего палеозоя, мезо­ зоя

и

кайнозоя,

тально,

толщи

которых,

залегая

практически

горизон­

несогласно перекрьшают сiшьно дислоцированные и

мета­

морфизованные более древние комплексы. К числу эпикаледонских

176

t..:> w

"'"'

~

~

"'~

~--~,~: ~ ~

1 1

'LI

/

/

,- ,-'

-·-·-·-·-·-·-·-·- ,....._,,

,...... ,......,,

'',,

............

,;

,//

,....,-

?

.

.....

ot>

0

.......

',,

~

___ ,.4Ь

""

11

-5

в2

[1]]7

~

1-

m6

~3~8 ~lf.

JvvvvvJg

Рис. 24. Схема геотектонического районирования территории Советского Союза 1- rравицы докембрийских платформ; 2 - rраНиt\Ы послекембрийских п.1атфори; З- эпикарельские области; 4 - эпибайкальскис области; 5 - эпикаледонские области; 6 - эшн·срцннские области; 7- эпимезозойскне области; 8 - зоны кайнозойской складчатости; 9 - оСiласти зоиплатформенной

активизации

платформ относится Алтае-Саянская область. Кроме того, на тер­ ритории СССР имеются еще две сравнительно небольшие по пло­ щади зоны каледонской складчатости, которые иногда рассматри­

вают как срединные массивы внутри обширной области более молодой герцинекой складчатости. Это Центрально-Казахстанекая и Северо-Таймырская области. Области поз д н е па л е о з ой с к ой (герцинской, варисций­ ской) складчатости, или эпигерцинские платформы. В их пределах фундамент слагают сильно дислоцированные и метаморфизован­ ные образования архея, протерозон и палеозоя. Осадочный чехол состоит из мезозойских и кайнозойских отложений, залегающих практически горизонтально. На территории СССР находятся две

области герцинекой складчатости: Урало-Сибирская (Урал, За­ падная Сибирь, Южный Таймыр, восточная часть Центрального Казахстана, Алтай) и Тяньшане-Монгольская (Добруджа, Степ­ ной Крым, Северное Предкавказье, Мангышлак, Устюрт, Кызыл­ кумы,

Каракумы).

Граница между этими двумя областями

про­

водится условно в районе Кустаная. Они выходят за пределы Со­ ветского Союза, захватывая Монголию и Северный Китай, где разграничить их даже условно практически невозможно. В связи с этим Урало-Сибирскую и Тяньшане-Монгольскую области неко­ торые исследователи предлагают выделить как единую Централь­ но-Евразиатскую эпигерцинскую платформу (Гарецкий, 1968). На границе герцинид с докембрийскими платформами имеются передовые прогибы- Предуральский и Преддонецкий. Области м е з о з ой с к ой складчатости, или эпимезозойские параплатформы.

Фундамент

сложен

дислоцированными

и

мета­

морфизованными образованиями архея, протерозоя, палеозоя и мезозоя. В состав осадочного покрова входят полого залегающие отложения кайнозоя. В пределах Советского Союза к мезозоидам относятся Верхаянеко-Колымская область в Восточной Сибири и Дальневосточная область на крайнем юга-востоке СССР. От Си­ бирской платформы они отделяются Предверхоянским и Верхне­ зейско-Удинским краевым прогибами.

Области

к ай н о з ой с к ой

(альпийской) складчатости. В об­

ластях кайнозойской (альпийской) складчатости четкого разделе­ ния фундамента и чехла еще не произошло, так как складкаобра­ зовательные процессы полностью не закончились. Такие области располагаются на южной и восточной окраинах Советского Союза.

Южная область включает в себя Горный Крым, Кавказ, Карпаты, Копет-Даг и Памир. У северных предгорий перечисленных горно­ складчатых

сооружений

находится

система

краевых

прогибов:

Предкарпатский, Западно-Кубанский, Терско-Каспийский, Пред­ копетдагский и Предпамирский. На востоке располагается Во­

сточно-Азиатский пояс кайнозойских структур, объединяющий в пределах СССР молодые складчатые сооружения Корякского нагорья, Камчатки, Сахалина, Курильских и Командорских ост­ ровов. На границе этого по51са и сопредельных областей мезозой­ ской

178

складчатости

выделяется

окраинный

вулканический

пояс,

простирающийся от Анадырского залива, через Пенжинскую губу по побережью Охотского и Японского морей вплоть до г. Влади­ востока.

Глава

15

ГЕОЛОГИЧЕСКОЕ СТРОЕНИЕ ДОКЕМБРИйСКОй ВОСТОЧНО-ЕВРОПЕйСКОй ПЛАТФОРМЫ Восточно-Европейская эпикарельская платформа и примыкаю­ щая к ней с северо-запада Тимано-Печорская эпибайкальская платформа занимают огромную территорию Восточной, Северной и Центральной Европы. Наиболее четко выражена восточная гра­ ница этой докембрийской платформы, проходящая вдоль запад­ ного склона Урала. На юго-востоке и юге, где складчатое основа­ ние перекрыто мощным чехлом мезозойско-кайнозойских отложе­

ний, граница платформы долгое время проводилась условно, причем на этот счет существовали различные точки зрения. В на­ стоящее время по результатам геофизических исследований и опор­ ного бурения большинство исследователей проводит ее по Южно­ Эмбенскому и Преддонецкому глубинным разломам (краевым швам) севернее п-ова Бузачи, через Астрахань, севернее погребен­ иого кряжа Карпинского к Донбассу. Донбасе является структур­ ной зоной, тектоническое положение которой не вполне ясно. Он тесно связан как с докембрийской Восточно-Европейской платфор­ мой, так и с обрамляющей ее на юге Предкавказской эпигерцин­ ской платформой. По .комплексу признаков Донбасе представляет собой герцинекий геосинклинальный трог, вклинившийся в пре­ делы докембрийской платформы, в связи с чем большинство ис­ следователей относят его к эпигерцинской платформе. На юга­ западе граница платформы проходит по Предкарпатс_кому передо­ вому прогибу. Северная граница неясная, предположительно она проводится от п-ова Рыбачьего к о-ву Шпицбергену, а отт.уда

к островам Северная Земля. По мнению А. А. Богданова, в состав рассматриваемой платформы входит также территория, перекры­

тая

Баренцевым

морем

и

выделяемая

как

Баренцевоморская

плита. Однако исследования последних лет показали, что в состав

Восточно-Европейской платформы можно включать лишь аквато­ рии Печорского и Белого морей. Узкой зоной каледонид эти районы отделены от Баренцевоморской плиты, которую можно рассматривать как самостоятельную докембрийскую платформу

(см. главу

23). Стратиграфия

Вопросы стратиграфии и литологии в пределах Восточно-Евро­ пейской платформы сравнительно хорошо изучены, в связи с чем

могут рассматриваться в качестве эталонных для докембрийских

платформ.

12*

179

Фундамент

На

большей

мент сложен

части

Восточно-Европейской

кристаллическими

породами

платформы

архея

и

раннего

фунда­ проте­

розоя. В ряде мест в составе фундамента выделяют орогенные формации сариолийской серии среднего протерозоя. На северо­ востоке платформы, ·в районе Тимано-Печорской области, к фун­ даменту относятся породы среднего-позднего протерозоя. Кри­ сталлический фундамент обнажается на Кольском полуострове

и в Карелии (Балтийский щит), в центральных районах Украины (Украинский щит), в среднем течении р. Дона между городами Павловском и Богучарами (сводовая часть Воронежского мас­ сива), в центральной части Тиманекого кряжа. На остальной тер­ ритории

платформы

фундамент погребен под отложениями

оса­

дочного чехла, но во многих местах вскрыт скважинами.

Повсеместно отложения фундамента представлены глубоко метаформизованными породами- гнейсами, амфиболитами, квар­ цитами, слюдистыми сланцами, которые подвержены интенсивной мигматизации

и

гранитизации,

прорваны

многочисленными

уль­

траосновными, основными и кислыми интрузиями. В верхней части

разреза появляются конгломераты и песчаники (сариолийская се­ рия среднего протерозоя). Образования фундамента сильно дисло­ цированы, смяты в крутые, нередко изоклинальные и опрокинутые

складки, рассечены многочисленными сбросами, взбросами, над­ вигами. Вверх по разрезу по мере перехода от древних комплексов к более молодым наблюдается ослабление интенсивности магма­ тической деятельности, степени метаморфизма и дислоцированно­

сти пород. Мощность обнаженных комплексов фундамента изме­ ряется десятками километров (см. главу 8). В Тимано-Печорской области наряду с кристаллическими по­ родами архея и раннего протерозоя к фундаменту относятся образования среднего и позднего протерозоя. Они обнажаются на Тиманеком кряже, п-овах Канин, Варангер и Рыбачий, о-ве Киль­ дин. На Тимане фундамент сложен слюдистыми сланцами, квар­ цитами, мраморами и доломитами. На п-ове Рыбачий и о-ве Киль­ дин

верхний протерозой представлен кварцево-глауконитовыми песчаниками и кварцитами, сланцами, конгломератами и брек­

чиями. Мощность обнаженных отложений фундамента достигает

7

км. Осадочный чехол

Наиболее древними отложениями, относимыми

к осадочному

чехлу, являются породы ятулийской серии среднего протерозоя, которые обнажаются в пределах Балтийского щита. Это аркозо­ вые песчаники, туфапесчаники и глинистые сланцы мощностью

0,7-1,2

км. Ятулий залегает трансгрессивно с резким угловым,

иногда и стратиграфическим несогласием на разновозрастных комплексах архея, нижнего протерозоя и сариолийской серии сред­ него протерозоя (рис. 25). На Балтийском щите в ряде грабенов

180

фундамента известны отложения верхнего протерозон (иотнийская -серия), соответствующие нижнему рифею. Серия выражена оса­ дочными обломочными и метаморфическими породами (песчаники, конгломераты, кварциты, глинистые сланцы)

с проелями кис.1ых

эффузивов. Образования самых низов чехла

(ятулий и иотний)

прорваны

интрузиями

гранитов

рапакиви

(абсолютный

млн. лет). Более молодые осадки чехла

1670-1610

возраст

(за исключе­

нием четвертичных) в пределах Балтийского щита не известны­ они либо размыты, либо не отлагались.

В

ряде

мест

скважинами

терозон

Восточно-Европейской.

вскрыты

(рифея

разновозрастные

платформы

комплексы

глубокими

верхнего

и венда),, относимые к осадочному

чехлу.

про­

Как

Рис. 25. Соотношение комплексов каре· лия и ятулия в районе Сегозера. По Г. И. Немкову и др., 1974 отложения ятулиilской серии среднего npo· терозон (древний nлатформенный чехол); 2(оро· генный комnлекс); 3- метаморфические толщи

1-

сариолийская серия среднего nротерозон раннего карелня

-

~

раннего nротерозон (геосин­

клинальныА комnлекс); 4- кристаллические nороды архея (rеосинклинальныА комnлекс);

5-

правило,

E=:=::lтl~o~o~lz~зl +++j{ZJ5

глубинные разломы

они

приурочены

к

специфическим

грабенаобразным

структурам платформы- авлакогенам. Отличительной чертой этих комплексов

является

ригеиными

отложениями,

то,

что

они

сложены

красноцветными

характеризующимиен

крайне

тер­

слабой

сортировкой обломочного материала и, как следствие этого, зна­ чительной литологической изменчивостью. Мощность их варьирует в значительных пределах даже на небольшом расстоянии. Породы очень слабо метаморфизованы или вообще не метаморфизованы. Органические остатки встречаются крайне редко и напоминают строматолиты. На кристаллическом основании платформенные об­ разования

повсеместно

залегают

резко

несогласно

и

в

отличие

от

осадков фундамента не дислоцированы. Наиболее полно эти от.'!о­ ложения изучены на Валдайской возвышенности, Рязано-Саратов­ ском (Пачелмском) прогибе, Бавлинском районе и Полесье. В Бавлинском районе (восточная окраина Волго-Уральской антеклизы) скважинами вскрыт нижний рифей, представ.1енный нижнебавлинским штевошпатовые

комплексом- это песчаники

с

красноцветные

пачками

доломитов

кварцевые и

и

аргил.штов.

Мощность комплекса 300-400 м. В Полесье (Витебск, Невель, Орша) известен средний рифей, состоящий из белорусского ( полесекого) и волынекого комп.1сксов. Первый комплекс представлен монотонной толщей желто-красных мелкозернистых песчаников с прослоями глин, алевролитов и круп­

нозернистых песчаников. Мощность его лекс выражен вулканогенной то.11щей,

м. Второй комп­ состоящей из основных

75-600

181

эффузивов (базальтов, спилитов и туфов) и осадочных песчано­ глинистых пород. Мощность комплекса 250-400 м. В Рязано-Саратовском прогибе (Редкино, Пачелма, Сердобск, Саратов) рифей представлен каверннеким и сердобским комплек­ сами, которые относятся к верхнему рифею. Первый комплекс сложен грубозернистыми красноцветными песчаниками с пачками

гравелитов и галечников, второй- глауконитовыми и красноцвет­

ными песчаниками, аргиллитами и доломитами. Мощность отло­ жений колеблется от нуля до 900 м. На Валдайской возвышенности (Крестцы, Валдай, Вологда, Котлас) верхний протерозой представлен валдайским комплексом (верхний рифей- венд). Нижняя часть его (гдовские слои) сло­ жена

галечниками,

гравелитами

и

грубозернистыми

аркозовыми

песчаниками, верхняя (ламинаритовые слои) -темными глинами с ленточной слоистостью и остатками водорослей. Мощность комп­ лекса 50-600 м. К е м б р и й с к а я с и с т е м а. Отложения распространены в се­ вера-западных и юга-западных районах платформы. На побережье Финского залива и в устье р. Свири кембрий представлен нижним отделом (балтийская серия), в составе которого снизу вверх вы­ деляются ники

с

надламинаритовый

прослоями

глин

и

горизонт- зеленовато-серые

алевролитов,

горизонт

«синих

песча­

глин»­

голубовато-серые неяснослоистые глины и эофитоновый горизонт­ белые или пестрые пески и песчаники с прослоями глин. Выше балтийской серии залегают грубозернистые косослоистые кварце­ вые песчаники фукоидиого горизонта (ижорские слои среднего кембрия). Мощность кембрия 200-250 м. В Подолии (среднее течение р. Днестра) кембрий представлен песчано-сланцевыми отложениями верхнего отдела.

Орд о в и к с к а я западе

с и с т е м а.

Отложения развиты на северо­

(в Эстонии и Ленинградской области)

и на юга-востоке

(в Подолии). В первом случае породы ордовика залегают на раз­ мытой части:

поверхности

кембрия.

Нижний

горизонт оболовых песчаников

сланцев

-

ордовик

делится

на

две

и горизонт диктионемовых

слабобитуминозных пород с отпечатками граптолитов.

Средний ордовик сложен известняками с прослоями горючих слан­ цев (кукерситов). Верхний ордовик выражен светлыми глинистыми известняками. Общая мощность отложений 100-350 м. В Подолии ордовик представлен песчано-сланцевой толщей с фосфоритами мощностью 100-200 м. С и л у р и й с к а я с и с т е м а. Отложения распространены в Эс­ тонии, Подолии и на Тиманеком кряже. Представлены они извест­ няками, доломитами и мергелями мощностью до 250 м. В Подолии наряду с карбонатными отложениями распространены также пес­ чано-глинистые и гипсы. Мощность силура составляет здесь 500 м. Д е в о н с к а я с и с т е м а. Породы распространены на терри­ тории Восточно-Европейской платформы значительно шире, чем нижнепалеозойские. Они обнажаются на огромной площади в за­ падной части платформы (Главное девонское поле), в сводавой

18!

части Воронежского массива, в среднем течении Днестра, на Ти­ мане. Скважинами отложения вскрыты практически на всей тер­ ритории платформы, за исключением щитов. В Главном девонском поле разрез девона представлен живет­ ским ярусом среднего отдела, франеким и фаменским ярусами верхнего отдела. Живетекий ярус сложен красноцветными конти­ нентальными

ками,

отложениями:

алевролитами,

конгломератами,

глинами

с

подчиненными

песками,

песчани­

прослоями

гипсо­

носно-мергельных и доломитовых пород. Встречаются остатки пан­

цирных рыб, остракод, псилофитов. Франский ярус состоит преи­ мущественно из карбонатных разностей- известняков, доломитов и мергелей с остатками брахиопод. Фаменский ярус представлен лагунными и континентальными образованиями, состоящими из пестроцветных песков, глин, песчанистых доломитов. Мощность девона 700-900 м. Наиболее полно изучен разрез девона Воронежского массива, который с полным основанием можно считать эталонным. Здесь девонские отложения залегают песогласно непосредственно на кри­

сталлическом фундаменте и представлены средним и верхним от­ делами. Эйфельский ярус выражен пестроцветными терригенными породами, ангидритами и каменной солью, аргиллитами, глннами, мергелями, известняками и доломитами. В отложениях встре­ чаются остатки брахиопод, корралов, морских лилий, остракод.

По палеонтологическим данным и литологическим особенностям в разрезе эйфельского яруса выделяются новобасовские, ряжские, морсовекие и мосоловекие соли. Живетекий ярус сложен как тер­ ригенными, так и карбонатными породами. В нижней части пре­ обладают песчаники, глины, аргиллиты. В верхней- глины, изве­ стняки, мергели. Из палеонтологических остатков характерны брахнаподы и кораллы. В разрезе яруса выделяются ольховские, воробьевекие и старооскольские слои. Франский и фаменский ярусы представлены преимущественно карбонатными породами­

известняками, доломитами, мергелями с богатой фауной брахио­

под. В разрезе франского яруса по фауне принято выделять щи­ гровские,

хворостянские,

семилукские,

ала тырские,

воронежские,

евлановские и ливенекие слои; в разрезе фа менекого яруса- за­ донские,

елецкие

и данково-лебедянские

слои.

Мощность

девона

в центральных районах Восточно-Европейской платформы состав­ ляет 500-1000 м. Достаточно полно исследовано строение девонской толщи в пределах Волго-Уральской антеклизы, где с данным комплексом связаны залежи нефти. Разрез девона здесь, как правило, пред­ ставлен средним и верхним отделами. В наибо.1ее глубоких впа­ динаJt присутствуют отложения нижнего девона. В Бав.1инском районе он сложен красноцветными песчано-аргиллитовыми поро­ дами континентального происхождения. Эйфельский ярус выражен песчано-глинистыми и карбонатными породами с фауной бра­ хиопод и кораллов. В разрезе выделяются такатинские. вязов­ ские кальцеоловые и бийские слои. Живетекий ярус сложен

183

nреимущественно

известняками

с

прослоями

песчаников,

которые

являются основными коллекторами для нефти. Известняки содер­ жат богатую фауну брахиопод, что позволяет выделять чернояр: ские, воробьевские, старсоскольские и муллинекие слои. Франскии ярус начинается базальными пашийскими слоями, состоящими из

ПеСКОВ, песчаНИКОВ И ГЛИН С ПСИЛОфИТаМИ. В ряде раЙОНОВ ОНИ неф­ ТеНОСНЫ. Выше залегает мощная толща глин, мергелей, известня­ ков с фауной гониатитов, брахиопод, пелеципод. В ней различают кыновские, саргаенекие и доманиконые слои. IJоследние представ­ ляют особый интерес как возможная нефтегазопроизводящая свита Волго-Уральской нефтегазоносной области. Фаменский ярус пред­ ставлен доломитами,

известняками

и

мергелями с

линзами

ангид­

рита, а местами и каменной соли. По фауне остракод выделяют макаровекие и данково-лебедянские слои. Мощность девонских отложений на Волго-Уральской антеклизе составляет 700-900 м. В тех районах, где распространены образования нижнего отдела,

мощность увеличивается еще на даже на

900-950

200-300

м, а в районе Перми

м.

К а м е н н о у г о ль н а я

с и с т е м а.

Отложения развиты при­

мерно в тех же районах, что и девонские. Они выходят на поверх­

ность в Подмосковье, в пределах Воронежского массива, в Сред­ нем Поволжье (Жигули, Доно-Медведицкий вал, Пугачевский район), в Окско-Цнинском районе. Эталонным разрезом карбона для пл.атформы является разрез Московской синеклизы. Сложен он главным образом карбонат­ ными породами- известняками, доломитами, мергелями с богатой

фауной

брахиопод,

кораллов,

криноидей,

фораминифер.

Лишь

в основании визейского и московского ярусов распространены пес­ чано-глинисто-аргиллитовые

породы

с

линзами

каменного

угля.

В Волго-Уральской области угленосная толща в основании визей­ ского яруса

и терригеиная

толща

в

основании

московского

яруса

нефтегазоносны. В Московской синеклизе отложения верхней части намюрского яруса и всего башкирского яруса размыть!. Мощность отложений карбона в Подмосковье равна 450-500 м, в Волго­

Уральской области увеличивается до 1 км и более. Пер м с к а я с и с т е м а. Породы обнажаются территории

Волго-Уральской

антеклизы,

в

на

обширной

Московской,

Балтий­

ской и Прикаспийской синеклизах. Фациальный состав чрезвы­ чайно сложен и изменяется с запада на восток. В .\1осковской синеклизе нижняя пермь представлена известня­ ка:.ш и доломитами с линзами ангидрита. По мере приближения

к Ура.1у распространение получают рифагенные известняки, сло­ женные

остатками

мшанок,

гидраактиноид

и

известковых

водо­

рос.'!еЙ. Кунгурский ярус представлен галогенной толщей: камен­ ная соль, гипс, ангидрит, доломит, глины. В Московской синеклизе

преобладают доломиты. На территории Волго-Уральской области распространены

слоистые

доломиты,

гипсы,

ангидриты.

Верхне­

nер~.rский отдел сложен сероцветными и красноцветными, сильно загиnсованными песчаниками, глинами, аргиллитами с nрослоями Н!~

карбонатных пород. Мощность пер:-,1ских отложений изменяется от до 3-5 км. Три а с о в а я с и с т е м а. На Восточно-Европейской плат­

200-300

форме континентальные красноцветные отложения известны в бас­

сейне р. Северной Двины, в Поволжье, в районе Оренбурга, в При­ балтике. Представлен триас разнозернистыми песками и песчани­ ками, красноцветными глинами и мергелями. Встречается большое количество

кварцевой

и

яшмовой

гальки,

состав

которой

свиде­

тельствует об ее уральском происхождении. Мощность из:-,Iсняется ОТ 0 ДО 300 М. В Прикаспийской синеклизе наряду с континентальными крас­ ноцветами

развиты

морские

осадки

триаса,

представленные

глав­

ным образом известняками и мергелями. Они известны на горе Богдо, в окрестностях оз. Баскунчак и в районе оз. Индер. Наи­ более полный разрез триаса вскрыт Аралеорекой сверхглубокой скважиной, пробуренной в центре Прикаспийской синеклизы. По данным кафедры геологии МИНХиГП им. И. М. Губкина. в

разрезе

присутствуют

осадки

нижнего,

среднего

и

верхнего

от­

делов триасовой системы. Нижний триас представлен от.1ожениями ветлужекой и баскунчакской серий. Это красноцветные аргиллиты. глины, песчаники (ветлужская серия); пестроцветные глинисто­ известковые образования (баскунчакская серия). В толще содер­ жатся остатки рыб, раковины коихострак и остракод, харовые водоросли,

пыльца

голосеменных

и

споры

папоротников

и

папо­

ротникообразных растений. На основе комплексного изучения па­ леонтологических

остатков

в

разрезе

указанных

серий

выделен

ряд самостоятельных стратиграфических горизонтов. Мощность. нижнего триаса 2175 м. Средний триас в разрезе Аралеорекой скважины выделяется условно. Он сложен преимущественно се­ рыми и зеленовато-бурыми аргиллитами и серыми косослоистыми алевролитами

с

редкими

прослоями

светло-серых

известковистых

песчаников. Мощность 70 м. Верхний триас состоит из пестроцвет­ ных глин, аргиллитов и песчаников. В породах содержатся пыльца голосеменных и споры птеридофитов. Мощность 610 м.

Юр с к а я с и с т е м а. Отложения развиты в бассейнах рек Печоры, Северной Двины, Камы, в Подмосковном бассейне, По­ волжье, Прикаспийской низменности, Прибалтике и на севере Ук­ раины. Нижнеюрский отдел достоверно установлен только в При­ каспийской

синеклизе.

Это

преимущественно

континентальные·

песчано-галечниковые отложения с линзами бурых углей. Средне­ юрские отложения широко распространены в Прикаспии и на Украине. Представлены они сероцветными глинами, алевролитами.

песчаниками с обильными растительными остатками. Встречаются прослои и линзы бурых углей. Верхнеюрский отдел представлен келловейским,

оксфордским,

кимериджским,

нижневолжским

и

верхневолжским ярусами. Первые три яруса сложены преимуще­ ственно песчано-глинистым комплексом (пески кварцево-глау­ конитовые с фосфоритами, глины темно-серые и черные, слон­ стые). Нижневолжский ярус, как правило, выражен мерге.1ями

185>

и известняками с богатой фауной аммонитов и пелеципод. Нередко среди известняково-мергелистой толщи встречаются пачки черных сланцеватых глин с горючими сланцами. Верхневолжские отложе­ ния известны лишь в северных районах платформы и представлены глинами и кварцево-глауконитовыми песками с прослоями фосфо­ ритовых желваков. Общая мощность отложений юры изменяется от нескольких десятков метров в Подмосковье до 700-900 м в Прикаспийской впадине. М е л о в а я с и с т е м а. Наиболее широко отложения расrrро­ странены на юге Восточно-Европейской платформы. В разных ча­ стях платформы они неодинаковы по литологическому составу и возрасту. Нижний мел сложен преимущественно песчано-глини­ стыми осадками- кварцево-глауконитовыми песками с фосфори­ товыми желваками и темными глинами. В основании верхнего

мела обычно залегают такие же кварцево-глауконитовые фосфо­ ритоноевые

пески

и

глины.

Большая

же

часть

верхнего

отдела

представлена карбонатными отложениями, среди которых видно~

место занимает белый писчий мел. Здесь же присутствуют опоки, мергели, а местами и известняки. В Урало-Эмбенской области нижнемеловые отложения нефтеносны. Общая мощность меловых

отложений колеблется от нескольких десятков метров ковье) до 1,5 м (Прикаспий).

(Подмос­

Па л е о г е н о в а я с и с т е м а. На Восточно-Европейской плат­ форме наиболее полные разрезы палеогена известны в пределах Днепровеко-Донецкой впадины и Прикаспийской синеклизы. В пер­ вом

случае

разрез

начинается

с

верхних

горизонтов

палеоцена.

Это кварцево-глауконитовые пески, аргиллиты, глины и опоки с фауной устриц и губок. Эоцен сложен глауконитовыми песками 11 песчаниками, светлыми мергелями и карбонатными глинами. Нижняя часть олигоцена представлена кварцево-глауконитовыми песками и песчаниками, а на востоке Украины- опоками. Верх­ няя часть олигоцена выражена белыми кварцевыми каолинистыми

песками континентального происхождения, иногда с прослойкамw: бурого угля.

Несколько отличается от описанного разрез палеогена в По­ волжье и Прикаспийской низменности. Здесь наиболее полно раз­ вит палеоцен, представленный трепелами, опоками, опоковиднымw: глинами,

глауконитовыми

и

кварцевыми

песками

и

песчаниками.

Эоцен выражен песчано-глинистой толщей, в верхней части раз­ реза переходящей в глинисто-мергельно-карбонатные породы. Оли­ гоцен сложен темными сланцеватыми глинами с остатками рыб и микрофауной мелких глобигерин. Мощность палеогена в По­ волжье равна 150-200 м, а в Прикаспии 300-500 м. Одна из скважпн в центральной части Прикаспийской синеклизы (в ком­ пенсационной соленой мульде)

Неогенов а я песчано-глинистыми

прошла по палеогену около

с и с т е м а. породами

3

км.

В Причерноморье миоцен сложен с

углистыми

включениями,

извест­

няками-ракушечниками и глинами с прослоями гипса. Встречаются

рифы, сложенные остатками мшанок, червей и моллюсков. Закан-

186

чивается разрез миоцена пачкой известковистых глин с прослоями

органогенных известняков. Плиоценовые осадки залегают транс· грессивно. Представлены преимущественно органогенными извест­ няками,

замещающимвся

вверх

по

разрезу

глинами

и

песками

с остатками пресноводных моллюсков.

В Прикаспии присутствуют в основном отложения плиоцено­ вого отдела. Осадки миоцена- песчано-глинистые породы и изве­ стняки-ракушечники

сарматекого

яруса- встречаются

спорадиче­

ски лишь в некоторых грабенах отдельных соляных куполов. От­ ложения

плиоцена

представлены

акчагыльским

и

апшеронским

ярусами. Это серые мергелистые глины с прослоями

алевритов

и мелкозернистых песков.

Мощность неогена изменяется от О до 500 м, достигая иногда км (Прикаспий). А н троп о г е н о в а я с и с т е м а. Ледниковые образования си­

1,5

стемы обычно выражены двумя-тремя

маренно-валунными комп­

Jrексами,

межледниковых

чередующимвся

с

осадками

периодов.

Последние представлены песками и глинами озерного 11 аллюви­ ального происхождения, а также лёссом и лёссовидными суглин­ ками. Мощность ледниковых отложений составляет 20-30 м, но иногда превышает 100 м.

Морские образования системы широко распространены на тер­ ритории Прикаспийской низменности. Они представлены песками и глинами с остатками морских моллюсков. В течение четвертич­

ного времени морские трансгрессии трижды покрывали Прикас­ пийскую низменность {бакинская, хазарская и хвалынекая транс­ грессии). Четвертый- новокаспийский-комплекс формируется в настоящее время в прибрежной зоне и на дне современного Кас­ пийского моря. Мощность четвертичных отложений на территории

Прикаспийской

100

низменности

равна

20-30

м, достигая

местами

м. Тектоника

Тектоническое строение Восточно-Европейской ш1атформы изу­ чено сравнительно полно. Это объясняется большим объемом гео­ лого-геофизических

исследований,

проведеиных

в

этом

регионе

с целью поисков месторождений полезных ископаемых и в первую

очередь нефти, газа, угля и железа. Наиболее детально изучены северо-западные и южные районы, территория между реками Вол­ гой и Уралом, значительно меньше- центральные, северо-восточ­ ные и юго-восточные районы платформы. Тектоника фундамента

Кристаллический сложно

построенное

фундамент

платформы

геосинклинальное

представляет

основание,

собой

состоящее

из

ряда крупных угловатых блоков (геоблоков), имеющих различный возраст консолидации и отделенных друг от друга глубинными

187

разломами межгеоблокового типа. Наиболее древними являются блоки архейского возраста, сложенные преимущественно беломор­ ским комплексом. Древние блоки обнажаются в районах Карелии и Украины, а по характерным мозаичным гравитационному и маг­ нитному полям выделены в закрытых районах Мезени, Волга­ Урала, Подолии и др. В ряде мест существование полигональных архейских блоков подтверждено данными бурения. В пространстве

-------------------,

Рис.

26.

Схема расположения

разновозрастных

блоков

фундамента

Восточно-

Европейской п.1атформы

1 -блоки архейского возраста (преимущественно беломорский комплекс); 2 - об.1асти раз­ вития карелид; З- выявленные блоки раннекарельскоrо возраста; 4 - области развития готнд, свекофенид, дальсланид и т. д.; 5- область Тим:ано-Печорскоrо G.rюка байкальского возраста: 6 - граница древней платформы; 7- граница Балтийского щита; 8- некоторые r.r1убинные разломы, разде ..1яющие блоки фундамента (межrеоблоковые разломы)

блоки ориентированы в двух направлениях: северо-западном (Бе­ ломорская зона) и северо-восточном (Волга-Уральская зона). Для них характерна остроугольная форма в виде треугольников и тра­ пеций (рис. 26). В структуре архейских блоков особое место занимают овальные образования (нуклеарные ядра), обладающие сложным мозаичным магнитным

полем,

состоящим

из

неправильных

по

своим

очерта­

ниям (изометричных) положительных и отрицательных аномалий невысокой интенсивности. Примерам таких овалов (нуклеоидов) могут являться массивы архейских гнейсов в районе Белого моря, Среднего Приднепровья. Возраст пород, слагающих нуклеоиды,

188

2,6-3,6

млрд. лет. Нуклеарные ядра являются важной составной

частью архейских блоков и отражают нукJ1еарную стадию разви­

тия нашей планеты. Судя по минеральным ассоциациям в гнейсах архея,

величине

геотермического

градиента,

некоторые

исследова­

тели (П. Н. Кропоткин, Б. М. Валяев, Р. А. Гафаров и др., считают,

что

нуклеарные

ядра

«демонстрируют

нам

1971)

эрозионный

срез нижней половины «гранитного» слоя земной коры». Пространство между архейскими блоками фундамента

запол­ нено складчатыми системами карельского возраста. Нижнекаре.lь­ ский комплекс прослеживается узкими вытянутыми блоками также в

двух основных направлениях- северо-западном

и

севера-восточ­

ном. Верхнекарельские комплексы в виде широкого сплошного пояса охватывают блоки архейского и раинекарельского возраста.

Они развиты преимущественно в центральных, восточных и юга­ восточных районах платформы.

На западе и северо-западе Восточно-Европейской платформы (центральные и южные районы Балтийского щита) известны мно­ гочисленные блоки самого различного возраста (готиды, свекофе­ ниды, дальсланиды и т. д.), образующие сложную мозаичную структуру фундамента. На северо-восточной окраине докембрий­ ской пдатформы расположен самый молодой Тимано-Печорский блок байкальского возраста. По мнению ряда ученых (В. С. Жу­ равлев, 1972), на юга-востоке платформы (районы Прикаспия) воз­ раст фундамента также относительно молодой- возможно, бай­ кальский. Геологическое строение фундамента можно проследить в пре­ делах

щитов,

где

кристаллические

породы

широко

развиты

на

дневной поверхности (рис. 27). Б а л т и й с кий щи т располагается в пределах СССР ча­ стично, занимая территорию Кольского п-ова и Карелии. Это об­ ширная область выхода на поверхность кристаллического фунда­ мент~!. Он образован структурами, присущими гарноскладчатым областям: антиклинариями и синклинориями. В частности, выде­

ляют Беломорский, Центрально-Карельский антиклинории; Вое­ точно-Карельский, Западно-Карельский синклинории. Структуры имеют преимущественно северо-западное простирание и состоят из

складок изоклинальной формы. Для Балтийского щита характерно широкое развитие разрывных нарушений, создающих сложную мо­ заику блоков. Разломы образуют ступенчатое погружение склонов щита на запад и на юг. Амплитуда ступеней в ряде случаев до­ стигает 500-600 м.

У к раин с кий (Аз о в о-П о д о ль с кий) щи т находится целиком в пределах Советского Союза. Он протягивается в юга­ западной части Восточно-Европейской платформы в виде дуги размером 1000Х (200-300) км, обращенной выпуклостью на юга­ запад. В строении щита большую роль играют синклинорни суб­ меридионального простирания: Криворожско-Кременчугский, Бу­ зулукский, Орехова-Павлодарский, Конский. Границами щита и его структурных зон служат глубинные разломы.

189

.

Тектоника осадочного чехла

Основную пл.ощадь территории Восточно-Европейской плат­ формы занимает Ру с с к а я пли т а. Она характеризуется резко дифференцированным

по мощности осадочным

чехлом, что отра­

жает длительную и сложную историю его формирования. Мощно-

~tCJч

~21--ls t;2]з~б

AHTE!fЛIIЗA

j Рис.

1

27.

-щиты;

гибы;

Схема региональной тектоники Восточно-Европейской платформы

2-

границы

региональных

а- Предуральский,

поднятий;

б- Преддонецкий,

платформы;

сти чехла меняются от

250-500

3-

границы

синеклиз;

в- Предкарnатский; б- Урал

м до

4-6,

4- передовые про­ 5- южная граница

а в ряде случаев и

км. Изменение мощности происходит иногда скачкообразно с резким нарастанием значений вдоль глубинных разломов. В тек­

20

тоническом

строении

плиты

принимают участие

разнообразные

структуры: гряды, массивы, антеклизы, своды, валы, тектонические

ступени,

седловины,

синеклизы,

авлакогены,

моноклинали и передовые прогибы (см. рис.

190

впадины,

27).

прогибы.

Т и м а н с к а я гр я д а протягивается в северо-восточном на­ правлении от п-ова Канин Нос до Урала на расстояние 1000 км. Представляет собой систему вытянутых блоков верхнепротеразой­ ского (рифейского) фундамента, ограниченных разломами северо­ восточного и северо-западного простирания. Системы разломов создают блоковую структуры гряды. В осевой ее части на дневную поверхность выходят складчатые комплексы рифейского возраста. В строении Тиманекой гряды выделяют Северо-Тиманское, Четлас­ ское, Вымско-Вольское, Ухто-Ижемское и Колво-Вычегодское под­ нятия, а также Верхневымскую и Вольскую впадины. В о р о н е ж с кий м а с с и в (антеклиза) захватывает террито­ рию Воронежской, Белгородской, Курской, Орловской и Врянекой областей и имеет размер 700Х200 км. Кристаллический фундамент погружен на глубину 100-200 м, а в ряде мест выходит на днев­ ную поверхность (Богучары, Павловск, долина р. Дона). Близкое к дневной поверхности залегание фундамента отличает Воронеж­ ский массив от антеклиз Русской плиты, где фундамент опущен на глубину 1-2 км. Юга-западное крыло массива крутое, ослож­ нено глубинным разломом, который отделяет его от Украинской синеклизы. Северо-восточное крыло пологое и постепенно сли­ вается с Московской синеклизой. В додевонскос время Воронеж­ ский массив составлял с Украинским щитом единое целое. С обра­ зованием Днепровеко-Донецкой впадины произошло разъединение

этих

крупных

угольные

геоструктурных

отложения

элементов.

установлены

лишь

Девонские на

и

каменно­

склонах

массива,

а в центральной его части на фундамент ложатся породы мезозоя.

Б е лор у с с кий м а с с и в (антеклиза) располагается к западу от Воронежского массива и отделяется от него Оршанско-Моги.тiев­ ской (Бобруйской) седловиной. Склоны массива неравномерно погружаются

породами

во

всех

направлениях

мезозойского,

и

постепенно

каменноугольного

и

перекрываются

средне-позднедевон­

ского возраста. Глубина залегания фундамента колеблется от

85

до -500 м, в ряде мест он выходит на дневную поверхность. что позволяет рассматривать этот крупный положительный геострук­ турный элемент Восточно-Европейской платформы в качестве массива.

Волго-Уральская боко

антеклиза

более

погруженная положительная структура,

сложная

иглу­

разделенная на от­

дельные поднятия и погружения. На поднятиях фундамент зале­ гает на глубине

6

1-1,5

км, а в опущенных частях на глубине

4-

км. В целом в современном структурном плане антеклиза пред­

ставляет собой крупную область относительно высокого залегания фундамента. В составе чехла выделяются отложения палеозоя, ме­ зозоя и кайнозоя. Антеклиза состоит из сводов, ва.1ов, впадин и

прогибов (рис. Токмонекий

28). свод

располагается

в

западной

части

антеклизы

и граничит на северо-западе с Московской синеклизой, на юго-за­ паде с Рязано-Саратовским прогибом, на востоке и северо-востоке через Казанскую седловину соединяется с Татарским сводом.

191

Поверхность фундамента имеет сложное строение и состоит из по­

1

.'lожительных структур, где мощность чехла не превышает отрицательных

структур

с

мощностью

чехла

до

2

км.

км, и

Наиболее

резкий градиент мощностей чехла фиксируется на юго-западе в зоне сочленения с Рязано-Саратовским прогибом, где .проходит

глубинный разлом амплитудой до 2,5 км

(г. Рязань). /Сложные

дислокации фундамента нашли отражение и в строении осадоч­ ного чехла. Над блоками фундамента возникают локальные под­ нятия в чехле, многие из которых нарушены сбросами.

Котельничский (Сысольский) свод расположен к северо-вос­ току от Токмовского. На западе граничит с Московской синекли­ зой, на востоке с Кировско­ Кажимовским грабенообраз­ ным прогибом. Свод имеет вы­ тянутую в субмеридиональном направлении форму, размер

его 450Х175 км. Свод ослож­ нен

двумя

онах

вершинами

городов

в рай­

Котельничи

и

Сыктывкар. Преобладающие глубины залегания фундамен­ та 1,5-1,75 км. В строении свода принимают участие валы

(Моломский и Объячевский) с глубиной залегания фунда­ мента менее 1,5 км и Опарин­ екая

впадина,

где

фундамент

погружается на глубину более

Рис. 28. Схема тектонического строения

2

1- граница Волго-Уральской антеклнзы; //-

образует крупное поднятие фундамента на западе Волго­ Уральской антеклизы. Это под­

Волго-Уральской антеклизы

своды:

1-

Токмовский,

2

-l(отельннчскиn,

Сысольскнй, 4- Жигулевско-Пугачевский. Татарский. б -l(оми-Пермяцкиn, 7 -Кам­ 8- Оренбургский, 9- Пермско-Башкир­ ский; 1// -оси впадин (а - Мелекесской. в Верхнекамской) и прогибов (б- Вятского)

35-

ский,

км. Совместно с Токмовским

сводом

нятие

Котельничский

начало

составляющие

свод

разделяться его

своды

на уже

в девонское время. Восточный склон свода ограничен крупным раз­ ломом, которому в чехле соответствует флексурно-разрывная зона.

Татарский свод находится в центральной части антеклизы, раз­ мер его 250Х 80 км. На западе граничит с Кировско-Кажимовским прогибом, на юге и востоке- с Верхнекамским прогибом, на се­ вере- с Притиманеким прогибом. Глубина залегания фундамента в пределах свода в среднем составляет 1,5-1,75 км, амшштуда относительно соседних прогибов достигает 2,5 км. Осадочный чехол начинается с силурийско-девонских отложений и включает в себя каменноугольные и пермские комплексы. В строении Татарского свода участвуют Немско-Лостнинское, Климковское, Кирсановекое

поднятия, Олутнинская и Пудемекая депрессии. Вдоль восточной и западной границ свода проходят зоны крупных разломов.

Пермско-Башкирский

192

свод

фиксируется

на

востоке

Волго-

Уральской антеклизы. На западе он граничит с Верхнекамским прогибом, на востоке с Предуральским передовым прогибом, на севере посредством небольшой седловины сочленяется с Камским сводом. По кровле фундамента свод представляет собой крупное

поднятие (230Х 170 км) с глубиной залегания фундамента менее 3 км, тогда как в прилегающих прогибах фундамент погружается на глубину более 5 км. Для свода характерно несоответствие структурных

планов

между

различными

горизонтами

палеозоя

и

кровлей фундамента.

Коми- Пермяцкий свод- погребеиная положительная струк­ тура, ориентированная в субмеридиональном направлении. Размер свода 250Х 80 км. Он граничит на севере с Притиманеким проги­ бом, на востоке и юге- с Верхнекамским прогибом, на западе­ с Кировско-Кажимовским прогибом. Кровля фундамента погру­ жена от 1,5 до 1,75 км. К:оми-Пермяцкий свод характеризуется несоответствием структурных планов палеозойско-мезозойских от­ ложений и кровли фундамента. По горизонтам верхнего палеозоя и мезозоя своду территориально соответствует северное продолже­

ние Верхнекамского прогиба.

Камский свод располагается на северо-востоке антеклизы. Он граничит с Предуральским передовым прогибом и Верхнекамским прогибом, на юге через седловину соединяется с Пермско-Башкир­ ским сводом. Размер свода 175 Х 100 км; простирани е, близкое к меридиональному; глубина залегания фундамента в среднем ме­ нее 2,5 км. Жигулевеко-Пугачевский свод находится на юге Волго-Ураль­ ской антеклизы. На западе граничит с Рязано-Саратовским про­ гибом, на востоке~ с Бузулукекой впадиной. Размер свода 150Х Х 125 км, глубина залегания фундамента 1,5-1,75 км. На севере свод ограничен крупным Жигулевеким разломом, амплитуда кото­ рого достигает 500 м. Свод обладает структурным соответствием по всем горизонтам чехла.

Оренбургский свод расположен на крайнем юга-востоке Волго­ Уральской антеклизы. Характеризуется наиболее глубоким залега­ нием фундамента (до 5-6 км) и, следовательно, наибольшей мощ­ ностью чехла по сравнению с другими сводами антеклизы. По фун­ даменту своду соответствует Соль-Илецкий выступ, с юга и юга-востока отделенный глубинными разломами от Прикаспийской синеклизы и Предуральского передового прогиба, амп:штуда раз­ ломов достигает 3-4 км. Строение свода осложнено крупным одноименным валом, имеющим субширотное простирание. В строении Волго-Уральской антеклизы большое значение имеют прогибы и впадины, разделяющие крупные положительные

геоструктурныс элементы. К ним относятся Калтасинский, Верхне­ камский прогибы, Бузулукекая вnадина, К:ировско-К:ажимскнй и Серноводско-Абдуллинский грабенаобразные прогибы ( авлако­ гены). Прогибы и впадины, как правило, заложились и активно развивались в палеозойско-мезозойское время, тогда как авлако­

гены являются структурами более раннего (рифейского) возраста.

13

Заказ Н.

380

193

Кроме того, авлакогены имеют более четко выраженную форму грабена. Верхнекамский прогиб разделяет Татарский и Пермско­ Бакширский своды, а на севере переходит в Коми-Пермяцкий свод, с которым был объединен в позднем палеозое. Длина прогиба 750 км при ширине 90 км, максимальное погружение фундамента

км. Прогиб выполнен в основном породами палеозоя и мезозоя. Кировско-Кажимский авлакоген расположен в северной части антеклизы и разграничивает Котельничский, Коми-Пермяцкий и Татарский своды. Авлакоген ограничен разломами амплитудой до 1 км, вытянут в субмеридиональном направлении на 600 км при ширине до 80 км. Поверхность фундамента осложнена горстами

5

и

грабенами и погружена мощной толщей

на глубину до 2-2,5 км. Авлакоген осадочио-вулканогенных образований

выполнен

рифейского, ранне-среднедевонского возраста. Заложение авлако­ гена

произошло

в

рифее,

развитие

его

продолжалось

в

ранне­

среднедевонское время. В дальнейшем произошла инверсия режима и по более молодым горизонтам над грабенаобразным про­ гибом возникло крупное валаобразное поднятие (Вятский мега­

вал), которое представляет собой систему отдельных небольших валов и поднятий, располагающихся кулисообразно. вдоль оси ав­ лакогена.

Среди положительных структур Восточно-Европейской плат­ формы необходимо выделять и седловины, не имеющие самостоя­ тельного

структурного

значения

и

выполняющие

роль

сочленения

синеклиз и антеклиз. Выделяют Сухонскую, Латвийскую, Жлобин­ скую и другие седловины. Первая является наиболее характерной структурой этого типа. С ух о н с к а я с е д л о в и н а сочленяет Московскую и Мезеньскую синеклизы. Это область относительного повышенного залегания фундамента ( 1,5-2 к м). В ее строении принимают

участие

Сухонекий

и

Киземский

валы,

разделенные

небольшим понижением. Валы имеют северо-восточное простира­ ние, размеры 200ХЗО км, глубины до кровли фундамента состав­ ляют 1,5-1,75 км. Структурные планы валов по отложениям перми и кровли фундамента совпадают.

М о с к о в с к а я с и н е к л из а расположена в центральной ча­ сти Русской плиты; размер ее 1000Х 400 км, ориентировка восток­ северо-восточная (от г. Великие Луки до пос. Шарья). На севере н северо-западе синеклиза граничит с юга-восточным склоном Бал­ тийского щита, на юга-востоке с Волго-Уральской антеклизой, на юге с Воронежским массивом, на юга-западе с Белорусским мас­ сивом. Тектоническое строение синекшвы изучено недостаточно. Установлено, что отложения чехла начинаются с рифеИского комп­ .ТJекса, а в структуре синеклизы выделяются поднятия

Глубины залегания фундамента колеблются от верхность

кристаллического

фундамента

1,5

разбита

до

и депрессии.

км. По­

3,5

разломами

блоки, которые и определяют сложную структуру чехла. положительных

структурных

элементов

наибольшее

на

Среди

значение

имеют Нелидовское, Калининское, Клинское, Череповецкое, Пест-

194

цовское поднятия, Устюгский, находятся

в

юга-западной

Рыбинский валы и др.

части

синеклизы.

из них, Нелидовское, имеет размер 250Х гания

фундамента

1,5

км.

Валы

100

Поднятия

Наиболее

крупное

км и глубину зале­

приурочены

преимущественно

к северо-восточной и восточной частям синеклизы.

Отрицательные структуры Московской синеклизы в стве

случаев

имеют

северо-восточное

простирание

и

большин­

характери­

зуются относительно глубоким залеганием фундамента (до 3км). I( ним относятся I(рестцовский, Рыбинский, Вагекий про­ гибы, Московская, Волгоградская, :Костромская, Галичская впа-. дины. Наиболее крупный :Крестцовский прогиб (350Х 100 км)

3,5

располагается

на

северо-западном

борту

синеклизы

и

вытянут

в северо-восточном направлении. Борта прогиба осложнены разло­ мами амплитудой до 1 км. Прогиб выполнен мощной толщей доде­ вонских отложений (до 2 км), состоящих из терригеиных пород с прослоями вулканогенных образований. Прогиб активно форми­ ровался в додеванекое время, в позднем палеозое он не проявлялся как самостоятельная структурная единица.

В строении Московской синеклизы важную роль играют авла­ когены: Подмосковный, :Калужский, Щелковский, Рослятинекий и др., общая площадь которых достигает 40 тыс. км 2 • Некоторые исследователи

в

качестве

авлакогена

склонны

:Крестцовский прогиб (В. Н. Троицкий и др., нов

характерна

nолнение

четкая

линейность,

осадачно-вулканогенным

рассматривать

1965).

ограничение

комплексом

и

Для авлакоге­

разломами,

додеванекого

вы­ воз­

раста (обычно рифейского) мощностью около 2-2,5 км. Своим nроисхождением авлакогены обязаны нисходящим вертикальным движениям блоков фундамента пь разломам. Они явились своеоб­ разными первичными бороздами, которые полож!ЫIИ начало раз­ витию Московской синеклизы. Подмосковный, :КаJiужский, Щел­ ковский, Рослятинекий и другие авлакогены создают целую систему (Московско-Гжатскую) грабенаобразных прогибов. вытяну­ тых в северо-восточном наnравлении на расстояние до 1000 км (от

г. Москвы до г. :Кот ласа). Заложение и формирование этих авла­ когенов nроисходило на ранней (доплитной, или авлакогенной) стадии развития nлатформы. Палеозойские тектоничес1ше движе­ ния nривели к инверсии режима в пределах этой системы авлако­

генов и образованию в ряде случаев системы поднятий (Любиr..ю­

Рослятинская система поднятий).

i\1 е з е н с к а я с 11 н е к .'I из а фиксируется Нд нефтяных и газовых месторождений. Предуральский передовой прогиб имеет нефтяные и газовые месторождения в раннепермских рифах (Чусовскне городк11). Предкарпатский передовой прогиб содержит залежи нефти и

газа в терригеиных породах палеагенового возраста. Залежи кон­ центрируются главным образом во внутренней зоне прогиба.

205

:К а м е н н ы й у г о ль известен в нескольких бассейнах плат­ формы- Печорском, Подмосковном, Львовско-Волынском, Кам­ ском, Днепровском и Новодмитровском. Печорский угольный бас­ сейн (месторождения Воркутинское, Интинское и др.) содержит продуктивные пласты в отложениях нижней перми и карбона, мощ­ ность угольных пластов от 0,6 до 8 м, глубина их залегания от нуля до 1,8 км. Подмосковный угольный бассейн характеризуется

бурыми углями раинекаменноугольного возраста. Мощность угольных пластов 0,5-15 м, глубина их залегания от 50 до 125 м. Общие запасы достигают 24 млрд. т. На западе Восточно-Евро­ пейской платформы,

на

границе с

Польшей, известен Львовеко­

Волынекий угольнь1й бассейн. Уголь содержится в нижнекаменно­ угольных породах, общие его запасы 1,75 млрд. т. :Камский уголь­ ный бассейн расположен в Татарской и Башкирской АССР и Пермекай области. Пласты бурого угля имеют мощность до 1025 м при глубине залегания 900-1400 м. Возраст угля- ранний карбон. В западной части Восточно-Европейской платформы имеется два угольных бассейна: Днепровский бассейн бурых углей, приуроченный к палеагеновым впадинам Украинского щита, и Но­ водмитровский буроугольный бассейн (близ г. Славянска).

Гор ю ч ие сл а нцы

на территории платформы образуют два

крупных бассейна накопления- Прибалтийский и Поволжский. Первый расположен на севере Эстонии, в западной части Ленин­ градской области, в Чудовеком районе Новгородской и Гдовском районе Псковской области. Пласты горючих сланцев ордовикского возраста достигают мощности 2,7 м, залегают на глубине до 100 м. Теплотворная способность сланцев 2300-4300 кал. Общие запасы 20,4 млрд. т. Поволжский бассейн горючих сланцев известен в пре­ делах Куйбышевеко-Саратовского Поволжья и Заволжья. Продук­ тивные

пласты

за.'lегают

среди

до 3~4 м. Запасы достигают

Ж е лез о.

4

юрских

пород,

имеют

мощность

млрд. т.

Залежи железных руд известны в центре Русской

плиты, это железнорудные бассейны Курской магнитной анома­ лии (КМА) н Кривого Рога. Руды содержатся в метаморфюован­ ных породах фундамента- джеспилитах. Последние представляют собой кварциты с прослоями магнетита, их возраст- ранний про­ терозой. Курская магнитная аномалия приурочена к Воронежскому массиву. Магнитные аномалии здесь бьши установлены еще в XYIII в., однако п.'lасты железных руд были вскрыты скважи­ нами лишь в 1923 г., а первые месторождения (Коробковское и Са.пыковское) были разведаны после 1930 г. Решающую роль в раJве.1.ке КМА сыгра.'l И. М. Губкин, долгое время возглавляв­ ший здесь поисковые работы. Богатые руды представляют собой кору

выветривания

титом.

джеспилитов,

сложены

Глубина залегания колеблется от

они

30

гематитом

до

500

и

мар­

м. Среднее

содержание железа достигает 62%. Бедные руды представ.'lены п.1астами железистых кварцитов (джеспилитов), имеющих мощ­

ность до 100-400 м. Содержание железа в них колеблется от 25 до 40%. :Криворожский железнорудный бассейн имеет сходные reo-

206

логические условия, эксшrуатируется с 1881 г. Однотипные место­ рождения железных руд известны на Кольском полуострове и в г. Кре:-.1енчуге, имеются на платформе месторождения желез­ ных руд осадочного происхождения (Тульское, Липецкое, и Ка­ перское). Руды сложены ,1И\Iонитом, разрабатываются с ;~,ав­ них

пор.

ар г а н е ц. Месторождения !IIарганна известны бтп г. Нн­ кополя ( Никапольское месторождение). Залежь приурочепа к го­

Nl

ризонтально лежащей то.1ще палеогенового возраста, которая сло­

жена в нижней частн карбонатньши порода\!!!, а в верхпей­ оЕнснымн минералам н :\!арганца (пиролюзит, ~Iанган1п). Место­ рождение л:сплуатируется с конца XIX в.

М е д ь и н и к е ль известны на Кольско:-т полуострове. Су.1ь­ фатное оруденение маг:,rатических :>.1едно-Iшкс.1евых руд првуро­ чено к гипербазитово:-.rу поясу протеразойских шпрузий. Место­ рождения образуют две группы: Печешскую 11 М.ol!'ll'ГOII.1астн открыты

~1ссторожденшт

силит\атных

руд

шше:ш,

связанных

с

ко­

рой вы13етривания ультраосновных пород.

А л ю м и н 11 й. ния

13

Месторождения бокснтов о:>ерного происхо;-~.;дс­

НИЖНеi\а:VIеННО)ТО:IЬНЫХ ОТЛОЖеНИЯХ I!ЗВССТНЫ

13 !ll'IITpa.·!bl!blX

и северо-занадных районах Русской плиты (Тих13IШСКОС, Онежское и Подмосi.;овное ыесторождення). О л о в о и м о л и б д е н приурочены к гранитным интрузиям протероюйского возраста на Кольском подуостровс. Залегают

13

кварцевых жилах гидротермального

происхождения.

Т и т а н добывается из рутил-циркановых россыпсii пa.ICUI с­ нового возраста право6ерсiКЫI Днепра на ~·кранш·. Тшз!lсlЦl:р­ жащне пески нзвссп1ы также в Карепни (Пудожгорс!\Ое ~ICCTtJ· рождение). Ф о с фор и ты сосредоточены n Хибинских ыесторождешшх. Они связаны с интрузиями щелочных и ультращелочных горных пород. Залежи представлены апатит-нефелиновыми те.1а:\Ш с l'О­ держанием окиси фосфора до 29%. На русской плите Iпвсстны ыесторождения

фосфоритов

жел13ачного типа, зто

:>IестоjЮЖ.1СIШЯ

юрского (Егорьевское, Верхнекамское) и ме.1ового 13n:ipacтa шшское, Мальцевское, Щигровское 11 др.).

\Са­

К а о л и н ы. За.1ежи этого огнеупорного и фарфоро-фаянсо­ вого сырья установлены в пределах Украинс1юго щита в коре r.ы­ ветривания докембрийских криста.l.'Н!Ческих пnрод (~tестnрож.1.ения Г.1уховецкое, Лунинецкое, Боровичн).

Слюд а прнурочена к пегмапповы:-1 жн.lа\t Kapr,1rrrr и Укра­ инского щнта. Вместе со слюдой (\tускошпшi) Iпв.1екаются также поле13оЙ шпат н кварц.

из

Строи т е льны е м а т ер 11 а л ы. Наиболее распрnстрансны строительных материалов украинский .11абродор, r-:арс.1ьскнс

мраморы и граниты-рапакиви, шокшинскис кварциты.

207

Другие полезные ископаемые. На Восточно-Европей­ ской платформе известны также месторождения серы и гипса в пермских отложениях, стекольных (кварцевых) песков и огне­ упорных глин в палеагеновых образованиях, различные минера.JIЬ­ ные воды.

Глава

16

ГЕОЛОГИЧЕСКОЕ СТРОЕНИЕ

ДОКЕМБРИйСКОй СИБИРСКОй ПЛАТФОРМЫ Сибирская (Восточно-Сибирская) платформа охватывает зна­ чительную часть Центральной и Восточной Сибири, является круп­ нейшей структурой земной коры, изучена крайне слабо. Регион полностью покрыт магнитной и гравиметрической съемкой, в от­ дельных его районах проведены электроразведочные и сейсмораз­ ведочные работы. Глубоким бурением изучены в основном районы юго-востока Иркутского амфитеатра, часть Вилюйской синеклизы и Приверхоянского прогиба, север Алданского щита. Имеется не­ сколько опорных скважин. Платформа занимает огромную тер­ риторию междуречья Лены и Енисея. Это область преимущест­ венно архейской и раинекарельской консолидации, окруженная со всех сторон более молодыми складчатыми сооружениями. Граница платформы в основном определяется существованнем глубинных разломов (краевых швов). На востоке она выделяется наиболее уверенно и проходит по разлому, отделяющему Привер­ хоянский передовой прогиб от Верхоннекого мегантиклинория ме­ зозойского возраста. Далее к югу разлом проходит между плат­

формой

и

Сетте- Дабанским

антиклинорием Монголо-Охотского

пояса. Южная граница проводится в известной мере условно вдоль

южного склона Станового хребта к южной оконечности оз. Бай­ кал. Отсюда она протягивается на запад и северо-запад, распо­ лагаясь между докембрийской и каледонской зонами Восточного Саяна. Западная граница платформы проходит по глубинному разлому, который хорошо выражен в современном рельефе регио­ нальным уступом и долиной р. Енисея. Имеется вторая точка зре­ ния, согласно которой западная граница Сибирской платформы проводится внутри Западно-Сибирской низменности, примерно в 300 км от р. Енисея. Однако эта точка зрения в настоящее время

недостаточно обоснована. Северная граница проходит от Дудинки к устью р. Хатанrи и выражена в рельефе региональным орогра­ фическим уступом. Границы Сибирской платформы на значитель­ ных расстояниях прямолинейны и имеют угловатые очертания, ЧТQ указывает на

их разломную природу.

Стратиграфия

При

изучении стратиграфии

и литологии

пород,

слагающих

фундамент и осадочный чехол Сибирской платформы, использо­ вались в основном материалы естественных обнажений региона и

208

данные малочисленных глубоких скважин. В связи с этим изло­ женные ниже представления могут быть значительно дополнены при получении новых фактических буровых и геофизических ма­ териалов.

Фундамент

Породы фундамента Сибирской платформы обнажаются в пре­ делах Алданского щита, Анабарского массива, Байкальской склад­ чатой зоны, Енисейского кряжа и Туруханеко-Норильской гряды.

Наиболее полно они изучены по материалам Алданского щита. Здесь в составе кристаллического фундамента выделяются образо­ вания архея и нижнего протерозоя.

Архейские образования представлены тремя

сериями:

иенгр­

ской, состоящей из гнейсов и кварцитов с линзами железистых руд; тимптонской, представленной гиперстеновыми гнейсами (чар­ нокитами); джелтулинской, включающей биотит-гранатовые

гнейсы, гранулиты и мраморы. Архейский комплекс перскрывается олекминской

серией

раннепротерозойского

возраста,

состоящей

из амфиболитоных и биотит-амфиболитоных гнейсов и кристалли­ ческих сланцев. Породы архея и нижнего протерозоя прорваны интрузиями габбро, дунитов и гранитов. Аналогичную характерис­ тику имеют архейско-нижнепротерозойские толщи и в других ре­ гионах Сибирской платформы. Повсеместно их отличают глубо­ кий метаморфизм, сложная дислоцированность и внедрения интру­ зий. Некоторые исследователи (Г. И. Немков, М. В. Муратов и др.,

склонны

1974)

относить

нижнепротерозойские

отложения

Алданского щита к низам осадочного чехла. Наличие различных точек зрения отражает слабую изученность фундамента Сибирской платформы. В пределах Байкальской складчатой зоны, Енисейского кряжа и Туруханеко-Норильской гряды в состав фундамента входят и отложения среднего-верхнего протерозоя. Это сильно метаморфи­ зованные биотитавые и биотит-амфиболитовые сланцы, желези­ стые кварциты. В верхней части разреза (рифей) появляются гру­ бообло:\!:очные породы (конгломераты, гравелиты) с прослоями кварцевых порфиритов, спилитов, кератофиров и туфов, а также пшнистые сланцы, известняки и мергели. Мощность этих отложе­ ний составляет 6-9 км. Рифейские толщи прорваны интрузиями гранитов (баргузинский комплекс), реже габбро. Осадочный чехол

Развит на большей части территории Сибирской платформы. Характерно, что среднепротеразойские отложения, как правило, отсутствуют и чехол начинается с верхнепротеразойских (рифей·

ских) пород и заканчивается современными осадками. Мощность чехла колеблется от нуля до 10 км. Риф ей.

Отложения

этого возраста

ного чехла на значительной территории

14

Заказ

Nt 380

входят в

состав осадоч­

Сибирской платформы,

209

за иск1ючением Байкальской складчатой зоны, Енисейского кряжа и Туруханско-Нори:rьской гряды, где они составляют фун;1.а:-1ент. Нанболее полный разрез платформенного рифея известен на вос­ точном склоне А.цанского щита в Учуро-Майском районе. Здесь он залегает с резко выраженным угловым и стратиграфическим несоr.1асиюш

на

породах

архея

и

нижнего

протерозоя,

спожен

краснопветными песчаникю1и, конгло:vrератами, карбонатными раз­ ностя:vш с проп.1астками кремнистых пород. Имеются в разрезе горючие сланцы и битуминозные известняки. Отложения прорваны интрузия:vш гранитов. Абсо.rrютный возраст пород 1650760 млн. лет. Общая мощность толщи до 3,5 км. В с н д. Представлен юдо:-.rской свитой, залегающей несог.1асно на подстилающпх отложениях архея и протерозоя. Сложен в ннж­ ней части грубообло:'>ючньши порода.ми, в верхней части-- доло­ ;-,штами. Абсолютный возраст пород 640--690 млн ..·rст. К е м б р и й с к а н с и с т е м а. В большинстве районов выра­ жена

песчано-г.1инисты:--ш

порода:.ш,

доломитизированным11

изве­

стняками, мсрге.1яшr с оби.1ьной фауной. На склонах nыступов фундамента в ее состав ВХ()ДНТ пестрооi

Smile Life

When life gives you a hundred reasons to cry, show life that you have a thousand reasons to smile

Get in touch

© Copyright 2015 - 2020 AZPDF.TIPS - All rights reserved.