авторефераты диссертаций БЕСПЛАТНАЯ БИБЛИОТЕКА РОССИИ

КОНФЕРЕНЦИИ, КНИГИ, ПОСОБИЯ, НАУЧНЫЕ ИЗДАНИЯ

<< ГЛАВНАЯ
АГРОИНЖЕНЕРИЯ
АСТРОНОМИЯ
БЕЗОПАСНОСТЬ
БИОЛОГИЯ
ЗЕМЛЯ
ИНФОРМАТИКА
ИСКУССТВОВЕДЕНИЕ
ИСТОРИЯ
КУЛЬТУРОЛОГИЯ
МАШИНОСТРОЕНИЕ
МЕДИЦИНА
МЕТАЛЛУРГИЯ
МЕХАНИКА
ПЕДАГОГИКА
ПОЛИТИКА
ПРИБОРОСТРОЕНИЕ
ПРОДОВОЛЬСТВИЕ
ПСИХОЛОГИЯ
РАДИОТЕХНИКА
СЕЛЬСКОЕ ХОЗЯЙСТВО
СОЦИОЛОГИЯ
СТРОИТЕЛЬСТВО
ТЕХНИЧЕСКИЕ НАУКИ
ТРАНСПОРТ
ФАРМАЦЕВТИКА
ФИЗИКА
ФИЗИОЛОГИЯ
ФИЛОЛОГИЯ
ФИЛОСОФИЯ
ХИМИЯ
ЭКОНОМИКА
ЭЛЕКТРОТЕХНИКА
ЭНЕРГЕТИКА
ЮРИСПРУДЕНЦИЯ
ЯЗЫКОЗНАНИЕ
РАЗНОЕ
КОНТАКТЫ


Pages:     | 1 |   ...   | 5 | 6 || 8 | 9 |

«ПРАКТИЧЕСКАЯ СТРАТИГРАФИЯ MINISTRY OF GEOLOGY OF THE USSR A. P. K A R P I N S K Y A L L - U N I O N O R D E R O F L E N I N GEOLOGICAL RESEARCH ...»

-- [ Страница 7 ] --

Во флише обычно наблюдается ритмичность нескольких по рядков, например в таврическом флише Крыма до шести по рядков [Логвиненко Н. В., Ритенберг М. И., 1971 г.]. Происхо ждение флишевой ритмичности объясняется по-разному. Одни причину ритмичности флишевой седиментации видят в периодич ности тектонических Движений и связанных с ними импульсов поднятия кордильер [Вялов О. С., 1977 г.], или толчкообраз ных опусканий дна бассейна [Ладыженский Г. Н., 1973 г.], или обмелений бассейна при накоплении песчаниковых элемен тов ритма [Чалышев В. И., 1976 г.]. Другие связывают ритмич ность с эпизодическим взмучиванием осадков и оседанием их на дно с быстрым уменьшением крупности обломочного материала вверх по разрезу ритма [Келлер Б. М., 1949 г.;

Хворова И. В., 1958 г., 1961 г.;

Kuenen Р. Н., 1950 г., 1959 г., 1967 г., и др.], привлекая д л я этого цунами или (чаще) мутьевые потоки.

В последнем случае флишевые толщи считаются относительно глубоководными, образовавшимися у подножия континенталь ного склона материков. Третьи видят причину ритмичности в ко лебаниях интенсивности донных течений, разносивших обломоч ный материал по флишевому трогу [Гроссгейм В. А., 1961 г., 1963 г., 1973 г.;

Янов Э. Н., 1976 г.;

H u b e r t J. F„ 1967 г.;

Rech-Frollo М., 1966 г.].

При геологическом картировании в крупном масштабе обычно необходимо расчленить мощные флишевые толщи на картируемые стратиграфические подразделения. Для этого надо выявить в каждой пачке основной набор литогенетических типов пород и охарактеризовать тип ритмичности. При этом по 222;

Рис. 5.24. Спиралевидный след червя в палеогеновой флишоидной толще.

Р. К у р а в г. Б о р ж о м и (фото Э. Н. Я н о в а ).

Рис. 5.25. Следы п о л з а н и я гастропод на поверхности пласта песчаника в палеогеновой флишоидной толще. Р. Б о р ж о м к а, Г р у з и н с к а я С С Р (фото Э. Н. Я н о в а ).

223;

Р и с. 5.26. С л о ж н ы е м е л к и е г р я д ы т е ч е н и я на в е р х н е й п о в е р х н о с т и п л а с т а п е с ч а н и к а а п т - а л ь б с к о г о ф л и ш а. Р. Т у а п с е у пос. П р и г о р о д н о е, С е в е р о З а п а д н ы й К а в к а з ( ф о т о Э. Н. Я н о в а ).

слойное описание стратиграфических разрезов флишевых толщ, в которых бесконечно повторяются многие тысячи маломощных слоев сравнительно немногочисленных литогенетических типов пород, затруднительно. Д л я описания разрезов ф л и ш а Н. Б. Вас соевич [1948] предложил особую форму записи (табл. 5.4).

В таблице R — с у м м а р н а я мощность ритма;

у — негативные гиероглифы;

ср — фукоиды типа Chondrites (возможны и другие дополнительные с о к р а щ е н и я ). В левой колонке таблицы про ставляются порядковые номера ритмов, описываемых снизу Таблица 5. ПРИМЕР ОПИСАНИЯ РАЗРЕЗА ФЛИША Мощность подэлемента ритма, см образца Номер Номер Номер слоя R ритма Iъ 1а Ila пб Ш 2,4—3, 27 059—ЯбЗ у8,5 2,6ф 11,0 0,8 14я 6 25, 28 8,6 3,2 0, Yl.3 13, 29 ав8— и т. д.

139 297 42,3 99,8 321,4 137,2 11,4 612, I 6,91 16,30 52,53 22,40 1, 8 6 100 % °/о 224;

100см I R- 20 40 60 60 см и ш ш ы 20 40 60 80см О 20 40 60 вОсм I II III IV 9 ——- «Л :\ Рис. 5.27. П о с т р о е н и е р и т м о г р а м м на п р и м е р е н е б о л ь ш о й п а ч к и к а м п а н с к о г о ф л и ш а н а р. А ш е у м о с т а н а ш о с с е С о ч и — Н о в о р о с с и й с к.

а — послойный р а з р е з ;

б — ф л и ш е в а я г а м м а ;

в—д — построение р и т м о г р а м м ы : в — ко лонки р и т м о в повернуты на 90°;

г — колонки з а м е н е н ы л и н и я м и, на которых т о ч к а м и намечены границы э л е м е н т о в ритмов (линии проведены на о д и н а к о в ы х р а с с т о я н и я х ), р и т м о г р а м м а п о л у ч а е т с я путем соединения л и н и я м и точек, о т в е ч а ю щ и х отдельным эле ментам ритмов;

д — линии, отвечающие р а з р е з а м отдельных ритмов, у б р а н ы ;

вертикаль ный м а с ш т а б уменьшен, р и т м о г р а м м е придан более к о м п а к т н ы й вид.

1—4 — типы пород: / — известняки, 2 — мергели. 3 — а р г и л л и т ы. 4 — песчаники;

5, 6 — текстуры: 5 — к о с а я слоистость, 6 — промоины в кровле пластов;

7 — элементы ритмов.

вверх по разрезу (в нашем примере первым описывается 27-й снизу). Вторая слева колонка отведена для порядковых номе ров слоев (элементов и подэлементов р и т м а ). К а ж д а я сотня номеров слоев обозначается определенной буквой латинского алфавита (а, Ь, с и т. д.). В приведенном примере предыдущие 26 ритмов с о д е р ж а л и 58 слоев и первый слой 27-го ритма ну 15 З с к - з Л8 345 меруется as 9. Следующие колонки отведены д л я записи мощно стей слоев подэлементов ритмов и дополнительных обозначе ний. В особой колонке отмечается мощность к а ж д о г о ритма R, в п о с л е д н е й — н о м е р а образцов. В нумерацию образцов входят номер обнажения (в данном случае обнажение № 14) и номер слоя.

В конце описания той или иной пачки суммируется число ритмов и слоев, отдельно суммируются мощности каждого п. э. р.

и устанавливается процент суммарной мощности данного п. э. р.

от общей мощности пачки. Подсчитывается средняя мощность ритмов, средняя мощность слоев данного п. э. р., число слоев к а ж д о г о э. р. и п. э. р. и отношение их к общему числу слоев.

Иногда определяется процентное содержание ритмов, включаю щих в себя данный п. э. р., к общему числу ритмов.

В полевых дневниках (или на бланках) предварительно сле дует подробно описать все литогенетические типы пород фли шевой гаммы, а по ходу описания разреза табличные записи обязательно д о л ж н ы сопровождаться зарисовками и описа ниями особенностей пород, условий залегания органических остатков и т. д.

Д л я определения степени типичности флиша Н. Б. Вассоевич ввел основной коэффициент флишевости Ф = ( MR— 2 ^ д о м и н и р у ю щ е г о п. э. р. ) / ( 2 MR), где V MR — о б щ а я мощность пачки, из которой вычитается с у м м а р н а я мощность слоев основного п. э. р. Обычно типичный флиш характеризуется зна чениями Ф = 0,6-^0,7. Резкое увеличение роли одной породы ведет к переходу от флиша к субфлишу и флишоидам.

Дополнительный КОЭффИЦИеНТ f ~ Л -^первого э. р./ 2 ^ о с т а л ь н ы х Э. р. характеризует относительную роль I э. р. по сравнению с ролью всех остальных пород в толще (для наибо лее типичного флиша характерны цифры порядка 0,3—0,6).

Графически разрез флишевых т о л щ удобно показывать в виде ритмограмм (см. рис. 5.27), которые позволяют более объективно выделять в р а з р е з а х флишевых толщ пачки, характе ризующиеся определенным типом ритмичности, и коррелировать эти пачки в удаленных друг от друга разрезах, что особенно в а ж н о при крупномасштабном геологическом картировании.

П р о с л е ж и в а н и е в процессе съемки флишевых т о л щ марки рующих слоев и ритмов возможно, но не во всех случаях.

Тогда на помощь приходит метод графической коннексии, по зволяющий производить детальную корреляцию разрезов фли шевых толщ. Путем сопоставления ритмограмм коррелируемых разрезов выявляются характерные совпадающие пики (рис. 5.28). Возможность использования метода графической коннексии обусловливается хорошей выдержанностью слоев во флише, особенно вдоль простирания флишевых трогов. П р а в д а, отмечается, что по направлению к кордильере число мелких ритмов увеличивается.

226;

р. Чинильчай р. Мутмяика.

12 км 150м Р и с. 5 28. К о н н е к с и я д в у х р а з р е з о в к е м ч и н с к о г о ф л и ш а п о Н. Б. Вассоевичу [1948].

Черным залит график изменчивости мощности первого элемента ритма.

227;

Метод графической коннексии широко использовался С. Л. Афанасьевым [1960 г., 1967 г., 1978 г.] при изучении флиша К а в к а з а. На З а п а д н о м К а в к а з е до 3 км вкрест прости рания и до 50 км по простиранию флишевых т о л щ этот метод практически всегда д а в а л хорошие результаты (3/4 всех слоев I э. р. прослеживается в среднем на 30—40 км вдоль простира ния флишевого трога, 1/2 — на 150 к м ). При изучении разрезов датских отложений Северо-Западного К а в к а з а, удаленных друг от друга на расстояния от 20 м до 209 км, С. JI. Афанасьевым подсчитано необходимое число слоев д л я того, чтобы при задан ном уровне значимости и известном расстоянии между сопо ставляемыми р а з р е з а м и отличить истинную коннексию от л о ж ной. Оптимальное число коррелируемых слоев д о л ж н о быть около 40 (от 12 до 150 в зависимости от расстояния между со поставляемыми р а з р е з а м и ).

К а к упрощенный вариант графической коннексии можно рас сматривать метод, разработанный К- Яворовским [1975 г.].

Этот исследователь предложил подсчитывать суммарную мощ ность песчаных пластов, приняв ее за 100 %, затем вычислять для каждого пласта песчаника процент от общей мощности и составить диаграмму, в которой по вертикали наносятся номера песчаных пластов снизу вверх, а по горизонтали — процент мощности для соответствующего пласта. К о р р е л я ц и я прово дится путем сравнения четких перегибов кривых д л я различных разрезов.

Маркирующими горизонтами при крупномасштабном карти ровании областей развития ф л и ш а могут служить пласты повы шенной мощности, отсутствующие в смежных толщах, слои би туминозных микрослоистых глин (глинистых мергелей, «треску нов» и др.), являющиеся характерными элементами ритмов какой-либо свиты и не встречающиеся в других стратиграфиче ских подразделениях.

Использование палеонтологического метода д л я определе ния возраста флишевых толщ имеет некоторые особенности.

К а к у ж е указывалось, цельные остатки макрофауны во флише редки. Однако известны находки груборебристых пелеципод и аммонитов в таврической флишевой формации Крыма, в мело вом и палеогеновом флише Карпат, аммонитов в юрском флише Болгарии. В некоторых разновидностях ордовикского флиша в Казахстане встречаются граптолиты. Таким образом, поиски макрофауны во флише, особенно в зернистых породах I э. р., небесперспективны, но необходимо выяснить, не переотложены ли органические остатки. В «диком» флише часто встречаются глыбы более древних пород, иногда с о д е р ж а щ и х органические остатки. Это может привести к ошибочным заключениям о воз расте флишевой толщи.

Более успешным может быть изучение микрофауны: фора минифер, радиолярий, остракод, спикул губок, мелких планк 228;

тонных водорослей, которые обычно не переотложены и не пе ремыты в пределах своего биотопа и обладают неплохой сохранностью, тем лучшей, чем меньше размеры отдельных осо бей. Максимальное количество этих остатков приурочено к зер нистым и алеврито-шламовым известнякам, известковистым песчаникам и алевролитам нижней — средней частей элемен тарных ритмов. К а к правило, они отсутствуют в грубообломоч ных породах основания ритмов и редки в мергельно-глинистых породах верхней части ритмов. Это следует учитывать при от боре образцов на микрофауну. Детальность отбора определя ется з а д а ч а м и исследования. При изучении опорных разрезов образцы берут в к а ж д о м ритме, а когда закономерности рас пространения органических остатков в ритмах определенного состава и строения у ж е известны, опробование может прово диться менее детально.

Весьма характерны для флиша следы жизнедеятельности роющих организмов, а в пиренейском флише Д ж. Ф. М а н ж е н [Mangin J. F., 1962 г.] нашел д а ж е следы птицы. Подобные на ходки не могут быть использованы в биостратиграфических це лях, но они в а ж н ы д л я палеогеографических реконструкций.

5.5. К Р Е М Н И С Т Ы Е Т О Л Щ И Кремнистые породы по распространенности з а н и м а ю т чет вертое место в ряду осадочных образований (после глинистых, обломочных и карбонатных). Они широко развиты во всех ре гионах Советского Союза к а к в платформенных, т а к и в склад чатых областях [Методическое пособие..., 1981], обильны в до кембрии, слагают мощные толщи в палеозое, менее развиты в мезозое и ограниченно распространены среди кайнозойских осадков. Кремнистые породы слагают, как правило, пластовые или линзовидные тела, но встречаются и в виде ж е л в а к о в и конкреций, рассеянных в других породах.

Д л я платформенных областей обычны терригенно-глинистые толщи, с о д е р ж а щ и е слои силицитов: опок, диатомитов, трепелов.

В подвижных областях наиболее характерными толщами, с ко торыми связаны кремнистые породы, являются кремнисто-слан цевая, кремнисто-терригенная, органогенно-кремнистая, яшмо вая, вулканогенно-кремнистая, железистых кварцитов (джесии литовая) и др.

Осадочные кремнистые породы образованы аутогенным аморфным или скрытокристаллическим кремнеземом, что за трудняет их изучение при стратиграфических работах. Породы молодого возраста (от меловых и моложе) обычно сложены опалом, породы нижнего и среднего мезозоя — минералами хал цедоновой и кварц-халцедоновой групп, а в палеозойских кремни стых породах обычны к в а р ц и реже халцедон. Докембрийские силициты всегда кварцевые.

229;

Основой стратиграфического изучения кремнистых пород яв ляется составление стратиграфического разреза, при котором устанавливается последовательность напластования и взаимо отношения силицитов с вмещающими породами.

В условиях платформенных областей характер залегания пластов определяется без особых затруднений. Большие труд ности возникают при составлении разрезов в с к л а д ч а т ы х обла стях, где породы, как правило, бывают особенно сильно дисло цированы и среди них нередко встречаются опрокинутые складки.

Д л я определения нормальной последовательности пород, кровли и подошвы слоев особое значение приобретает изучение текстурных и структурных особенностей силицитов и вмещаю щих их толщ. Литологические особенности кремнистых пород обычно не позволяют установить однозначно характер залега ния. Поэтому для определения кровли и подошвы слоя исполь зуются вмещающие их осадочные породы. З а л е г а н и е слоев устанавливается по з н а к а м ряби, волноприбойным з н а к а м, ха рактерным отпечаткам органического и неорганического проис хождения: дождевых капель, градин, кристаллов льда, следов жизнедеятельности организмов.

Однако и сами силициты, хотя и достаточно редко, несут некоторые признаки, способствующие определению кровли и по дошвы пласта. К ним могут быть отнесены региональные при знаки, позволяющие установить общее залегание всей кремне содержащей пачки пород. Например, при изучении вулкано генно-кремнистых толщ выяснено, что наибольшее количество кремнезема привносится в морской бассейн в момент и после извержений с газами и горячими источниками, когда фумароль ная деятельность наиболее интенсивна. Этот кремнезем хемо генно-органогенным путем отлагается через некоторый интер вал времени на излившихся л а в а х или на некотором удалении от них. Поэтому достаточно мощные кремнистые пачки (осо бенно яшмы) залегают выше вулканогенных образований и не несут следов термального воздействия в подошве слоя. Обжиг и следы термометаморфизма силицитов, залегающих на эф фузивах, указывают на перевернутое положение пластов и раз реза.

Одним из наиболее н а д е ж н ы х способов определения кровли и почвы кремнистого пласта является изучение форм конкреций, располагающихся как на поверхности пластов, т а к и внутри их.

Большинство конкреций (85—90 %) имеют неправильную эл липсоидальную форму и бывают более плоскими с нижней сто роны (рис. 5.29), а с верхней характеризуются наличием допол нительных выступов. Некоторые из слойков покрывающего пласта обрываются впритык к конкрециям. В некоторых случаях выпуклая сторона конкреции обращена к подошве слоя, однако эти конкреции немногочисленны и имеют меньшие размеры.

230;

ЯО X сз шЧ О ГА « о.

о.

X х 3о лс о" я НЛ аи г* ьО о ч Я О. [С я О, az =о О. О.

231;

П р а к т и к а показывает, что д л я вполне определенного вывода об условиях залегания пласта надо просмотреть не менее конкреций.

Определить кровлю слоя в кремнистых породах позволяет т а к ж е структура бугорков с я м к а м и (рис. 5.30). Т а к а я струк тура образуется при выделении из осадка пузырьков газа, что часто наблюдается в застойных водоемах. Пузырьки газа, вы деляющиеся из рыхлого осадка, при достижении поверхности взрываются, образуя небольшой бугорок с ямкой («кратер»).

Отпечаток этого кратера, получаемый при отложении новой порции осадка, дает характерный соскообразный выступ. При некотором уплотнении осадка, когда пузырьки газа, возникаю щие при химических реакциях в осадке, у ж е не в силах пройти сквозь вышележащий слой, они могут лишь слегка приподни мать его. При этом образуются небольшие пустотки, имеющие плоскую границу снизу и чуть выпуклую сверху. В дальнейшем они могут сохранять свою форму, будучи заполнены вторич ными минералами.

И з у ч а я кремнистые породы, геологи нередко н а б л ю д а ю т уча стки или прослои брекчированных кремнистых пород, а т а к ж е мелкую складчатость. Часто причиной образования таких струк тур могут быть тектонические движения, а в ряде случаев и оползневые явления, вызванные либо гравитационными силами на склонах подводного рельефа, либо моретрясениями, осо бенно частыми в местах вулканических проявлений.

Одним из признаков, характеризующих положение пласта кремнистых пород, может служить м е л к а я складчатость ополз невого типа, заключенная между горизонтальными слоями (рис. 5.31, 5.32). По направлению к кровле пласта мелкие ин тенсивно смятые слойки будут срезаться горизонтально зале гающими слоями. По направлению к почве слоя складчатость довольно быстро затухает. Т а к а я складчатость наблюдалась среди палеозойских пород Центрального Сихотэ-Алиня [Мето дическое пособие..., 1981].

Р я д признаков, позволя ющих установить кровлю и почву пласта, может наблю даться лишь в ш л и ф а х и пришлифовках. В данном случае необходим отбор ориентированных образцов в поле. В слоях силицитов, где присутствуют радиоля рии, последние могут быть распределены в породе за кономерно, что позволяет Рис. 5.31. М е л к а я с к л а д ч а т о с т ь оползне вполне определенно судить о вого типа в кремнистых породах. Цент нормальном или опрокнну ральный Сихотэ-Алинь.

J Рис. 5.32. С к л а д ч а т о с т ь оползневого типа в кремнистых породах. Приморский к р а й. Фото В. Н. К о н д и т е р о в а.

том залегании пласта. Накопление слойков с обильными радио л я р и я м и вслед за слойками, не содержащими их скелетов, вызы вается обычно гибелью радиолярий в связи с резкой сменой условий их обитания. В этом случае скелеты радиолярий опуска ются на дно, покрывая ранее образовавшийся осадок и выполняя все его неровности и углубления. При этом в нижней части осадка, образующегося вместе с накоплением скелетов радиоля рий, наблюдается основная их масса. К верхней части слойка количество скелетов радиолярий быстро уменьшается, вплоть до полного их исчезновения. В самой массе радиоляриевых скелетов нередко можно наблюдать некоторую сортировку по размерам.

Крупные формы обогащают самый низ осадков. Иногда такие ж е закономерности можно наблюдать и в поведении глинистого и алевритового материала в кремнистых осадках.

В силицитах редко встречаются остатки макрофауны, по этому основной упор при поисках органических остатков дела ется на микрофауну и микрофлору. Часто породы без видимых органических остатков содержат большое количество микрофос силий. Д л я проведения микропалеонтологического анализа не обходимо отбирать из плотных пород образцы д л я изготовления палеонтологических прозрачных шлифов и пришлифовок. Из слабосцементированных и рыхлых пород надо отбирать образцы д л я последующей отмывки и обработки в лаборатории. Особое значение для определения возраста твердых кремнистых пород имеют радиолярии. Методика сбора и изучения радиолярий опи сана в работах А. И. Ж а м о й д ы [1960, 1972].

В последние годы в стратиграфии кремнистых толщ палео зойского возраста большое значение приобрели конодонты 233;

[Пучков В. Н., 1979]. Они встречаются в самых разнообразных по окраске кремнистых породах, т а к ж е к а к и радиолярии, мо гут быть обнаружены в поле при просмотре смоченных водой образцов прозрачных и полупрозрачных кремней с помощью 6 и 10-кратной полевой лупы.

Мощные раннегеосинклинальные кремнистые и кремнисто вулканогенные толщи, широко распространенные в Ц е н т р а л ь ном Казахстане, долгое время считались кембрийскими или д а ж е докембрийскими и не поддавались расчленению. Откры тие конодонтов в этих отложениях позволило д о к а з а т ь их ран не-среднеордовикский (аренигский и лланвирнский) возраст, открыло путь к упорядочению их стратиграфии, обеспечило вы деление детальных, картирующихся в крупном масштабе, стра тиграфических подразделений.

Среди остатков растений, встречающихся в кремнистых по родах, особое место занимают диатомовые водоросли. Они с до стоверностью известны с мелового периода, но только в палео гене достигли широкого распространения и иногда образуют пласты диатомита. Это очень мелкие микроскопические орга низмы, поэтому при отборах проб и их обработке д о л ж н а соб людаться аккуратность.

Кроме радиолярий, конодонтов и диатомовых водорослей в кремнистых образованиях можно встретить фораминифер. си л и к о ф л а г е л л а т и остатки других организмов.

Большую роль при стратиграфических исследованиях в об ластях развития кремнистых пород играет выделение маркирую щих горизонтов, которые помогают коррелировать пласты сили цитов [Методическое п о с о б и е..., 1981]. Это могут быть пласты с характерными включениями глинистых пород, слои, обогащен ные гранатом, марганцем, несущие в себе различные конкре ции, иероглифы. Маркирующими могут быть и слои туфов, и покровы лав, з а л е г а ю щ и е в непосредственном контакте с крем нистыми породами.

Корреляция кремнесодержащих толщ проводится обычно по палеонтологическим данным, поскольку кремнистые породы и д а ж е кремнистые толщи существенно различного возраста не редко довольно сходны. Однако кремнистые осадки, как пра вило, бедны органическими остатками, поэтому большую роль при корреляции имеют наблюдения над характерными струк турно-текстурными особенностями, отмеченными выше.

Н а р я д у с литологическими большое значение имеют геофи зические и геохимические методы. Изучение физических свойств кремнистых пород помогает правильной интерпретации физиче ских полей (особенно в закрытых районах) и в конечном итоге корреляции слоев и толщ силицитов. Такие породы, к а к диато мит, трепелы, опоки, о б л а д а ю т незначительной плотностью и легко выделяются и прослеживаются по данным геофизики.

Кроме того, большинство силицитов немагнитны и легко отли 234;

чаются от вмещающих пород по магнитной восприимчивости.

О д н а к о в р а з р е з а х геосинклинального типа в ассоциации с вул каногенными породами основного и среднего состава, особенно в непосредственной близости к вулканическим центрам, встре чаются яшмы и лидиты, обладающие повышенной намагничен ностью. Такие разности обычно окрашены в красные, бурые, коричневые и черные тона. Иногда они ассоциируют с вулкано генными гематит-магнетитовыми рудами. Изучение их магнит ных свойств имеет большое значение к а к для расчленения и корреляции разрезов, так и д л я познания закономерностей их образования.

Корреляция кремнистых слоев по геохимическим данным производится у ж е в камеральный период, когда обработаны ре зультаты спектрального и химического анализов, в том числе с помощью ЭВМ. Если наблюдается четкая мелкая ритмичность в кремнистой толще, то целесообразно отбирать пробы из гли нистых или сланцевых прослоев, так как эти прослои несут в себе более богатый комплекс элементов. Однако эксперимен тальным путем доказано, что корреляционные связи между элементами в чистых силицитах и в глинистых породах, зале гающих в прослоях между кремнистыми слойками, одинаковы.

Дополнительным критерием д л я корреляции кремнистых по род в камеральный период могут служить данные электронно микроскопического изучения силицитов (метод реплик). Уста новлено, что д л я единого пласта силицитов характерно наличие однотипных реплик в пределах первых километров по простира нию. Однообразие реплик может сохраняться и на более зна чительных расстояниях при отсутствии факторов, метаморфи зующих породу.

Проведенные в Центральном Сихотэ-Алине работы пока з а л и, что в маломощных пластах (мощность 2—5 м) и отдель ных пачках тонкопереслаивающихся силицитов характерные особенности структуры и состава пород сохраняются полностью на расстоянии 8—10 км. В то ж е время отдельные пачки слои стых силицитов, разделенные мощными (300—500 м) слоями других пород, имеют или могут иметь определенные, иногда существенные различия. На одном из изученных участков в районе пос. Ариадное развиты кремнистые породы, макроско пически весьма сходные между собой, но разделенные пачкой терригенных пород мощностью 400 м. В обоих случаях макро скопически кремнистые породы серого, зеленовато-серого, тем но-серого цвета, обычно слоистые и плитчатые из-за тонких про слоев глинистых сланцев. Детальное изучение этих пород под электронным микроскопом показало, что они значительно раз личаются. О б р а з ц ы первой пачки кремнистых пород представ ляют собой типичную яшму с разнозернистой полнокристалли ческой структурой, сложенную чистым кварцем (рис. 5.33).

П о р о д ы второй пачки силицитов относятся к типу лидитов, со 235;

Рис. 5.33. П о л н о к р и с т а л л и ч е с к а я с т р у к т у р а я ш м ы (порода с л о ж е н а кварцем.;

.

И з колл. В. Н. К о н д и т е р о в а.

Реплика, X50U0.

Рис. 5.34. Н е п о л н о к р и с т а л л и ч е с к а я структура лидита (порода с л о ж е н а х а л ц е доном, местами переходящим в к в а р ц ). И з колл. В. И. К о н д и т е р о в а.

Реплика, Х5000.

Рис. 5.35. Схематическая геологическая к а р т а распространения кремнистых пород в пизовьях ручьев П р а в ы й и Л е в ы й Гор ный. Приморский край (по В. Н. Кондите рову).

1 — песчаники;

2 — алевролиты;

3 — кремнистые породы;

4— в у л к а н и т ы. Ц и ф р ы на схеме — номера точек привязки м а р ш р у т а.

Рис. 5.36. К в а р ц е в а я кремнистая порода с равномернозернистой новакулито вой структурой. И з колл. В. Н. К о н д и т е р о в а.

Р е п л и к а, а — Х5000;

б — Х2000.

236;

Рис. 5.37. К в а р ц е в а я кремнистая порода с неравномернозернистой яшмовид ной структурой. И з колл. В. Н. К о н д и т е р о в а.

Реплика, Х5000.

стоят из халцедона, местами переходящего в кварц (рис. 5.34).

При этом отдельные участки имеют более четко выраженный кварцевый или халцедоновый состав, но ни одна из реплик не о к а з а л а с ь сложенной чистым кварцем или халцедоном. Анало гичная картина н а б л ю д а л а с ь и на других изученных участках этого района.

Характер структуры и состав, определенный в репликах, со вершенно не зависят от окраски пород или типа скола (по слои стости, перпендикулярно к слоистости), но зависят от степени метаморфизма породы. Обычно в одном регионе развиты крем нистые породы близких или сходных структур. Например, среди полнокристаллических пород наиболее типичны яшмовые нерав номернозернистые структуры, но среди них могут быть и про слои кремнистых пород с равномернозернистой новакулитовой структурой. Такой случай мы наблюдаем в Приморском крае (бассейн р. Горной). Д л я сопоставления кремнистых пород были исследованы методом реплик силициты, развитые в низовьях ручьев Левый и Правый Горный (рис. 5.35). По бортам долин этих ручьев и на их водоразделе о б н а ж а ю т с я вулканогенно осадочные породы, среди которых наблюдаются прослои сили цитов. Детальное изучение состава и структурных особенностей кремнистых пород под электронным микроскопом показало, что породы, обнаженные в точках наблюдения 489 и 500, имеют практически одинаковое строение, а образцы из обнажений 490 и 501, сходные между собой, несколько отличаются от них.

На рис. 5.36 видно, что в первых двух обнажениях кремнистые породы сложены чистым кварцем с четкой равномернозернистой новакулитовой структурой и хорошей огранкой кристаллов. Р а з мер зерен в образце 489 (рис. 5.36, б) 2—3 мкм, а в образце 500 (рис. 5.36, а) 6—8 мкм. Породы из обнажений (рис. 5.37, а) и 501 (рис. 5.37,6) т а к ж е сложены чистым квар цем, однако имеют повсеместно неравномернозернистую яшмо вую структуру. Р а з м е р зерен колеблется в значительном диа 237;

пазоне: от 1 до 7 мкм. Эти изменения в структурах и размере зерен, характерные для всего пласта, а не отдельных его ча стей, д а ю т возможность более надежно коррелировать слои си лицитов на небольших участках (в пределах 10—12 к м ).

Определенные трудности встречаются при выделении мелких подразделений, сложенных силицитами (подсвит, пачек, слоев и т. д.), в составе основных местных стратиграфических единиц.

З а стратиграфические границы таких подразделений чаще всего принимается резкое изменение состава толщи (например, смена кремнисто-глинистой пачки терригенной алевро-песчани стой или карбонатной, появление в разрезе вулканогенных по р о д ). Необходимо подчеркнуть, что оценка постоянства поло ж е н и я границы возможна только при изучении многих разре зов в результате внимательного прослеживания выделенных подразделений по простиранию.

5.6. В У Л К А Н О Г Е Н Н Ы Е И ВУЛКАНОГЕННО-ОСАДОЧНЫЕ ОТЛОЖЕНИЯ Вулканогенные толщи, распространенные на значительных площадях, являются суммарным продуктом деятельности мно гих вулканов. В областях современного и недавнего вулка низма, где денудационный срез вулканических сооружений не велик, вулканогенные толщи всегда удается расчленить по при надлежности к определенным группам вулканов, т. е. установить сферы влияния отдельных вулканов. Но такие вулканы редко встречаются в областях древнего вулканизма (рис. 5.38).

В связи с большим денудационным срезом древние вулканы в большинстве случаев разрушены, а более глубокие части вул канических построек оказываются значительно преобразован ными в процессе магматогенной тектоники. Вследствие наруше ния первичных форм залегания вулканогенных и довулканических пород в областях древнего вулканизма основными струк турными формами вулканов являются локальные вулкано-текто нические структуры: куполовидные поднятия фундамента вул канов, кальдеры обрушения и оседания (обращенные вулкани ческие постройки), вулкано-тектонические депрессии (мульды проседания) и такие ж е по происхождению формы, свойствен ные линейным вулканам,— вулкано-тектонические горсты и гра бены [Методическое п о с о б и е..., 1980]. П л о щ а д ь этих структур обычно соответствует площади вулканов или превышает ее.

Д л я того чтобы расшифровать стратиграфию вулканогенных толщ в какой-либо вулканической зоне, необходимо изучить стратиграфию отдельных вулканических построек и соответст вующих им вулкано-тектонических структур, являющихся как бы опорными «стратиграфическими ячейками». Р а з р е з наиболее типичной из них может быть выделен в качестве стратотипиче ского р а з р е з а соответствующих вулканогенных отложений. Вы 238;

ED* FT]/ О ПН ^ \ Рис. 5.38. Схема строения пермского в у л к а н а Ж а н т а у. Ц е н т р а л ь н ы й Казах стан.

1 — р ы х л ы е о т л о ж е н и я ;

2—10— о б р а з о в а н и я с т р а т о в у л к а н а (5-я ф а з а деятельности вул к а н а : 2 — мелкие т е л а сиенит-порфиров, 3 — р а д н а л ь н ы е и к о л ь ц е в ы е дайки сиеннт-пор фиров;

4-я ф а з а : 4— д а й к и т р а х и л и п а р и т о в, 5 — экструзии т р а х и л и п а р и т о в ;

3-я ф а з а :

6 — агломератовые лавобрекчии трахилипаритов жерловой фации, 7 — агломератовые т у ф ы и т у ф о л а в ы т р а х и л и п а р и т о в покровной ф а ц и и, 8 — тонкослоистые т у ф ф и т ы и туфы;

2-я ф а з а : 9 — т р а х и л и п а р и т ы центрального некка, кольцевой интрузии и р а д и а л ь н ы х даек, 10 — л а в ы и т у ф о л а в ы т р а х и д а ц и т о в и т р а х и л и п а р и т о в покровной ф а ц и и ) ;

П. 12 — о б р а з о в а н и я щитового в у л к а н а, 1-я ф а з а (11 — неккн и реликты некков а н д е з и т о в и андезито-базальтов, V2 — б а з а л ь т ы, а н д е з и т о - б а з а л ь т ы и а н д е з и т ы покровной ф а ц и и ) ;

13 — породы ф у н д а м е н т а в у л к а н а ;

14 — р а з р ы в н ы е н а р у ш е н и я ;

15 — элементы з а л е г а н и я.

деление такого р а з р е з а — э т о обычно з а к л ю ч и т е л ь н а я фаза стратиграфического изучения группы вулканов и вулкано-тек тонических структур. На первой стадии изучения по литолого фациальной общности пород выделяются вулканогенные толщи и пачки, которые в дальнейшем объединяются в свиты и под свиты.

Вулканогенной свите обычно отвечает толща, сформирован ная за период деятельности группы одновозрастных длительно развивавшихся вулканов, формирование которых обычно проис ходит в несколько последовательных стадий: щитового вул 239;

кана, стратовулкана, соммы-вулкана [Методическое пособие..., 1980]. Время деятельности вулканов, а следовательно, и фор мирования толщ, выделяемых в свиты, составляет сотни ты сяч — первые миллионы лет;

это обычно намного меньше по сравнению с временными интервалами накопления свит осадоч ных пород. В подсвиты соответственно выделяют пачки вулка ногенных пород, образованные на определенной стадии разви тия однотипных вулканов. П л о щ а д ь распространения одной свиты обычно ограничена р а м к а м и одной тектоноформационной зоны (прогиба, поднятия и т. д.), в пределах которой на опре деленном этапе развития вулканы действовали относительно синхронно, а вулканические продукты характеризовались срав нительным однообразием.

Специфика стратиграфических исследований в областях рас пространения вулканогенных образований определяется т а к ж е значительной фациальной изменчивостью вулканитов по лате рали, подразделяемой на региональную и локальную.

Региональная и з м е н ч и в о с т ь зависит от характера деятельности вулканов, толщи которых в совокупности состав л я ю т свиту, и уровня синхронности их развития. Р а з р е з ы, ха рактеризующие крупные вулканические постройки, отстоят друг от друга в среднем на 20—30 км (при колебаниях от 5 до 50 к м ). Такие разрезы могут различаться химическим соста вом вулканитов, образовавшихся на разных стадиях деятель ности вулканов, например толщи вулканов Ключевского и Бе зымянного (андезито-базальты и андезиты), Авачи и Карым ского (андезито-базальты и андезито-дациты, дациты).

В связи с разновременностью н а ч а л а формирования вулканиче ских построек соседние вулканы в одно и то ж е время могут находиться на различных стадиях своего развития (например, докальдерной и посткальдерной), в результате чего на двух соседних участках одновременно могут образоваться сущест венно э ф ф у з и в н а я и существенно пирокластическая толщи. Ре гиональная изменчивость вызывается и одновременным форми рованием в непосредственной близости субаэральных и субак вальных вулканогенных осадков (например, в пределах Боль шой Курильской дуги). Д л я учета региональной изменчивости требуется стратиграфическая характеристика каждого крупного вулкана (вулкано-тектонической структуры). Выделение послед них возможно лишь при тщательном фациальном и структур ном а н а л и з а х площадей распространения вулканогенных обра зований. Таким образом, стратиграфические исследования вул канитов должны сопровождаться фациальными и структурными исследованиями этих образований.

Корреляцию разрезов отдельных вулканов во всех вышеупо мянутых случаях проводят с помощью маркирующих горизон тов, а т а к ж е фауны, флоры или, что бывает чаще, на основе выделения пачек, характеризующих определенные стадии раз 240;

Рис. 5.39. Геологическая схема Курайлинской вулкано-тектонической струк туры. Центральный Казахстан.

1 — четвертичные отложения;

2 — верхний триас, конгломераты;

3 — силл липаритовых порфиров;

4 — силлы трахиандезитов;

5 — нижний—средний триас, толща оливиновых трахибазальтов;

6 — нижняя и верхняя пермь, пестроцветная толща кислых туфов и игнимбрптов;

7 — пермо-карбоновые некки кислых эффузивов;

S — верхний карбон—ниж няя пермь, к а л д а р с к а я свита, трахидацитовые порфиры, их туфы, туффиты;

9 — с р е д н и й верхний карбон, керегетасская свита, дацито-липаритовые лавы;

10 — разрывные нару шения;

11 — стратиграфическое несогласие;

12 — места сборов ископаемой флоры и фауны;

13 — разрезы.

+S0i IB -во +S0L -ВО 5.40. Схема корреляции разрезов верхнего карбона—триаса северного Рис.

крыла Курайлинской структуры.

1 — К ( агломераты;

2 — силлы трахиандезитов;

3 — оливиновые трахибазальты;

4 — мелко галеч: ;

ые конгломераты и песчаники;

5 — кислые туфы и игнимбрпты: 6 — туфы и лавы трз.хг ^ацитового состава. D — склонение, i — наклонение вектора естественной остаточной намагниченности пород.

вития вулканов. Так, стадию щитовой постройки характеризуют существенно э ф ф у з и в н а я пачка основного — среднего состава, стадию стратовулкана — полифациальная, довольно пестрая по химическому составу вулканитов пачка, кальдерную — значи тельные по мощности и довольно однообразные умеренно кис лые и кислые игнимбритоподобные туфы и туфолавы. При син хронном развитии вулканов вышеупомянутые пачки распростра нены регионально и обычно выделяются в качестве подсвит (рис. 5.39, 5.40).

J6 З а к а з Кг 3-!5 242;

Л о к а л ь н а я и з м е н ч и в о с т ь создается за счет невыдержанности вулканогенных фаций в пре делах отдельных вулканических построек. Она за висит главным образом от типа вулканов и палео географических условий их деятельности (на суше или в море). В пределах щитовых вулканов эта изменчивость незначительная. Во всех р а з р е з а х вне зависимости от их удаленности от жерловины преобладают лавы, и только в периферийных раз резах за пределами склонов построек заметную роль играют вулканогенно-осадочные породы.

Д л я стратовулканов и комбинированных двой ных стратовулканов (типа Сомма-Везувий), ослож ненных вершинными и периферическими кальдера ми, характер разреза в зависимости от его поло жения относительно центра постройки существенно меняется. В прижерловой зоне это будут сущест венно лавовые и грубопирокластовые образования, в зоне склонов — смешанные лавово-туфовые с уча стием пирокласто-осадочных пород, в районе под ножия вулканов — преимущественно пирокласто осадочные отложения с очень небольшим участи ем лав (рис. 5.41). Степень стратифицированности вулканогенных толщ обусловлена удаленностью их от ж е р л а. В прижерловой зоне вулкана она, как правило, будет наименьшей, в периферийной — наибольшей. Д л я стратовулканов обычна доста точно пестрая ф а ц и а л ь н а я картина и по вертикали, обусловленная непостоянством характера вулкани ческой деятельности во времени. Следует учиты вать и изменение во времени химизма л а в одного вулкана, связанное с процессами дифференциации в промежуточных магматических камерах. В ре зультате состав эффузивов в разрезе одного вул кана может изменяться от базальта до андезита или от андезита до дацита.

Физико-географические условия влияют на ха рактер переноса вулканогенного материала и его накопление. В подводной обстановке пирокласти ческий материал чаще смешивается с осадочным, в связи с чем для морских толщ характерно частое переслаивание туффитов и вулканомиктовых по род. На распределение пирокластического матери ала оказывают влияние морские течения, и а р е а л ы распространения морских туфовых отложений обычно значительно вытянуты.

В наземных условиях роль осадочных пород в вулканогенных толщах меньше, а сами а р е а л ы 243;

распространения туфовых накоплений (особенно псаммитовых и алевритовых туфов) более изометричны или слегка вытянуты в направлении ветров, господствовавших в период вулка низма.

В соответствии с вышеприведенными факторами л о к а л ь н а я изменчивость будет проявляться в существенном изменении характера разрезов вкрест простирания толщ через 5—10—15 км друг от друга. Число разрезов, необходимых для характери стики отдельного крупного вулкана (вулкано-тектонической структуры), составляет в среднем 3—5. К о р р е л я ц и я таких раз нофациальных разрезов ведется с учетом закономерностей рас пределения вулканогенных фаций по химическому составу по род, их петрографических, минералогических и геохимических особенностей. В результате изучения серии частных разрезов в «элементарной стратиграфической ячейке» выделяются более дробные стратиграфические подразделения: толщи, пачки, слои.

Если выделенные подразделения характерны и д л я других структур вулканов внутри данной вулканической зоны, они мо гут быть объединены в местные стратиграфические подразде ления: свиты и подсвиты.

Итак, в основе изучения вулканогенных отложений, так ж е как и других, при крупномасштабных геологосъемочных ра ботах лежит решение двух главных стратиграфических з а д а ч :

1) расчленение отложений на отдельные картируемые свиты, подсвиты, толщи и пачки и 2) корреляция разрезов выделенных стратиграфических подразделений на картируемой площади и сопоставление их с соответствующими региональными и общими стратиграфическими подразделениями.

5.6.1. С К Л А Д Ч А Т Ы Е ОБЛАСТИ Вулканогенные образования складчатых областей характе ризуются значительно большей фациальной изменчивостью по сравнению с вулканитами платформ.

Расчленение вулканогенных толщ. Выполняется по лито лого-петрографическим признакам, химическому составу и гео химическим особенностям пород, а т а к ж е по остаткам фауны и флоры. Об этом подробно написано в соответствующих мето дических руководствах и пособиях [Методические указа ния..., 1971;

Методическое р у к о в о д с т в о..., 1978;

Методическое п о с о б и е..., 1980;

Коптев-Дворников В. С. и др., 1967 г., и др.].

В основном расчленение вулканогенных пород производится по литолого-петрографическим признакам: выделяются свиты, подсвиты и пачки, выдержанные по парагенезисам слагающих их пород в пределах элементарных вулканоструктур тектоно формационных зон (палеопрогибов, палеоподнятий, блоков).

Мощности выделенных стратиграфических единиц и площади их распространения варьируют в значительных пределах в зави 244;

симости от р а з м е р а вулкана, характера накопления вулкани ческих продуктов и тектонической дискретности района в мо мент проявления вулканизма. Большой опыт в выделении ассоциаций вулканогенных пород накоплен при формационном анализе последних. К а к правило, большинство выделяемых конкретных вулканогенных формаций по объему соответствует вулканогенным комплексам и свитам.

В целом вулканогенные толщи бедны палеонтологическими остатками, и расчленение вулканитов на пачки с разными комплексами ископаемой фауны и флоры возможно лишь в ред ких случаях (ордовикско-силурийско-девонские вулканогенные толщи Уральской геосинклинали на отдельных площадях).

В общих чертах фауна обычно характерна для геосинклиналь ных толщ, флора — для орогенных. Фауна чаще всего встреча ется в прослоях и линзах известняков, яшмоидов, кремнистых сланцев, фтанитов, углисто-глинистых пород, флора — в про слоях и линзах тонкообломочных туфов, туффитов, туфопесча ников, туфоалевролитов, в аргиллитах и углистых сланцах. Н а эти породы в р а з р е з а х вулканогенных т о л щ необходимо всегда о б р а щ а т ь особое внимание.

Наиболее надежными петрографическими критериями, при годными для расчленения вулканогенных толщ, являются те, которые обусловлены спецификой исходного магматического р а с п л а в а и условиями образования пород. Сюда относятся та кие характеристики, как особенности минерального состава по род (присутствие или отсутствие того или иного минерала, вкрапленников), состава и свойств отдельных минералов (со д е р ж а н и е анортитовой составляющей плагиоклазов, степень упорядоченности плагиоклазов, железистость темноцветных ми нералов), морфологические особенности минералов (особенности формы, характер зональности, двойникования), количество фе нокристаллов, состав и структура связующей массы [Методиче ские у к а з а н и я..., 1971]. Например, в Магнитогорском прогибе, по данным Т. И. Фроловой [1974 г.], д л я самых ранних гео синклинальных формаций силурийско-раннедевонского этапа (диабазовой, спилит-диабазовой) характерны преимущественно афировые базальты;

порфировые базальты обычны для после дующих формаций: контрастных (диабаз-альбитофировой, ба зальт-трахилппаритовой) и непрерывных (андезито-базальто вой, базальт-андезит-дацит-липаритовой).

Положительные результаты получены в ряде случаев при расчленении «немых» вулканогенных образований по акцессор ным минералам тяжелой фракции. Например, по составу и со держанию тяжелой фракции хорошо различаются липариты более ранней, архарлинской, и залегающей выше по разрезу кы зылкиинской свит в верхнепалеозойских орогенных вулканоген ных толщах Центрального Казахстана (рис. 5.42). Д л я липари тов кызылкиинской свиты выход тяжелой фракции значительно 245;

Рис. 5.42. С о д е р ж а н и е м и н е р а л о в т я ж е л ы х ф р а к ц и й в л и п а р и т а х кызылкиин ской (а) и архарлинской (б) свит.

1 — т я ж е л а я ф р а к ц и я в целом;

2 — магнетит;

3 — ильменит.

23Л Ls^kd 31-_ v^xX.

v-o-v-o-v V -О- V 30' to-v-o-v V -О- V 29- -о-v-o v-o-v ОV VоV сvи VОV 28-\ г V с V -О- V -o-v-a Vо V 63-1 С V С VГV 62- о v и VU о V гv 61 66 J.'"'. с.'.

• -о v-o v-o-v 68- Ч V -о V -О- V -О- V -о 6У- V -о- V -О- V -О V -о- V О- V -О V -О V -0-V- 70- v -о- v в 7 8 Д9 aw Р и с. 5.43. С о д е р ж а н и е минералов т я ж е л о й фракции в породах колдарской свиты.

1 — к о н г л о м е р а т ы ;

2 — туфопесчаники;

3 - т у ф ы т р а х и д а ц и т о в о г о и т р а х и а н д е з и т о в о г о состава;

4 — т у ф о л а в ы того ж е состава;

5 — т я ж е л а я ф р а к ц и я в целом;

6 — магнетит;

7 — ильменит;

8 — пироксен;

9 — а м ф и б о л ;

10 — плеохронрующий а п а т и т.

246;

выше, характерно совместное присутствие ильменита и магне тита, в то время как в липаритах архарлинской свиты ильме нит отсутствует. Точно т а к ж е по минералам тяжелой фракции коррелируются отдельные горизонты колдарской свиты (рис. 5.43) [Методические у к а з а н и я..., 1971].

Д л я расчленения вулканитов по химическому составу ис пользуются д и а г р а м м ы Уэйджера [X) ( N a 2 0 + К2О) — (FeO + + F e 2 0 3 ) — M g 0 ], К. Мурата ( A l 2 0 3 / S i 0 2 — M g O или CaO), преимущественно д л я основных серий, А. Н. Заварицкого, А. Р и т м а н а [Si0 2 —X! ( N a 2 0 + К 2 0 ) ], преимущественно для кислых серий, петрохимические коэффициенты (индекс кристал лизации П о л д е р в а а р т а — П а р к е р а, индекс дифференциации Торнтона—Татла, коэффициент затвердевания Куно, индекс Р и т м а н а и др.), а т а к ж е методы математической статистики (дискриминантных функций, многомерного однофакторного дисперсионного анализа и др. [Методические указания..., 1971].

Например, каледонские раннегеосинклинальные вулканоген ные формации Центрального К а з а х с т а н а различаются по со д е р ж а н и ю щелочей. Наиболее ранние формации о б л а д а ю т по вышенной щелочностью (особенно калиевостью) и более вы соким содержанием титана и фосфора. Изучение химических особенностей основных эффузивов Магнитогорского синклино рия показало, что для многих вулканогенных свит характерно вполне определенное содержание ТЮ 2, по которому б а з а л ь тоиды достаточно уверенно различаются ( с а к м а р с к а я свита — 1,29, баймак-бурибаевская — 0,56, кизильская — 2, 0 0 % и т. д. ).

Достаточно уверенно разделяются по коэффициенту Ритмана липариты нижней и верхней пачек керегетасской свиты в вул кано-тектонической структуре Тунгатар в Центральном К а з а х стане (нижняя пачка — 2,22 + 0,59, верхняя — 2,73 + 0,17).

С помощью многомерного однофакторного дисперсионного ана лиза были подтверждены петрохимические критерии разделе ния крапивнинской и березовской свит анавгайской серии и древнечетвертичных базальтов Камчатки.

При расчленении вулканитов по геохимическим особенно стям наибольшую ценность представляют те элементы, которые позволяют различать петрографически сходные породы, являю щиеся производными различных магм или различных вулканов.

Д л я определения типа родоначальной магмы в качестве инди катора можно использовать торий-урановое отношение, кото рое постоянно в производных базальтовой магмы и изменяется в породах, происходящих из более кислых магм. С о д е р ж а н и е урана и тория во многих случаях постоянно д л я вулканитов, связанных с одним тектоно-магматическим этапом. Например, палеогеновые вулканиты Южной Болгарии, х а р а к т е р и з у ю щ и е поздний этап развития складчатой области, отличаются значи тельно более высокими содержаниями у р а н а и тория по сравне нию с позднемеловыми, близкими по составу вулканитами: 8 и 247;

28 г/т против 1,5 и 5 г/т. Серии сходных по петрографическому составу пород, связанных с разными вулканами, во многих слу чаях различаются характером связей между микроэлемен тами *, который наиболее четко вскрывается методом главных компонент факторного анализа. Так, например, были разделены андезиты вулканов А р а г а ц и Араилер в Армении.


В отдельных случаях вулканогенные толщи расчленяются с помощью геофизических методов, прежде всего с помощью палеомагнитного. Наиболее перспективны те толщи, в которых по разрезу чередуются горизонты прямо- и обратнонамагничен ных пород, о т р а ж а ю щ и х периодические изменения полярности магнитного поля Земли. Весьма благоприятны в этом отношении неоген-четвертичные образования, где такое чередование про исходит наиболее часто [Методические у к а з а н и я..., 1970].

Корреляция вулканогенных толщ. Вследствие латеральной изменчивости корреляция вулканогенных толщ представляется очень сложной задачей. Сложность эта усугубляется редкостью в них остатков животных и растений и маркирующих гори зонтов.

Определить возраст «немых» вулканогенных толщ иногда удается в результате их сопоставления с вулканогенно-осадоч ными фациями удаленной от вулканических центров зоны, в ко торых встречаются палеонтологические остатки. Примером та кой корреляции с л у ж а т проведенное 3. П. Потаповой [1959 г.] сравнение верхнемеловых орогенных вулканитов Сихотэ-Алиня с морскими туфогенно-осадочными, хорошо фаунистически оха рактеризованными отложениями Сахалина (бошняковская с в и т а ), и установление аналогии (по петрографическому со ставу и литологическим особенностям) м е ж д у вулканогенным материалом отдельных пачек бошняковской свиты и лавово-ту фовыми образованиями Сихотэ-Алиня. Это позволило д о к а з а т ь принадлежность «немых» вулканогенных толщ не к нижнему па леогену, а к верхам верхнего мела и проследить сферу влияния вулканических центров Сихотэ-Алиня.

В качестве другого примера можно у к а з а т ь на определение И. В. Мелекесцевым [1969 г.] возраста туфоигнимбритового по крова Восточной Камчатки. Д л я этого была использована пи рокластическая толща (алеврнто-пелитовой размерности) Центральнокамчатской депрессии, позднеплиоценовый возраст которой был установлен спорово-пыльцевым и диатомовым ана лизами, а т а к ж е по фауне. В указанной толще были выявлены крупнообломочные маломощные (первые сантиметры) пепло вые прослои, химический состав материала которых о к а з а л с я очень близок к игнимбритовому покрову. С учетом того что крупный материал привносится более мощными извержениями, * Д л я определения с о д е р ж а н и й микроэлементов достаточно приближен ного количественного спектрального а н а л и з а.

248;

а формирование игнимбритов связывается обычно с пароксиз мальной вулканической деятельностью, данные пепловые про слои вполне у в я з ы в а ю т с я с образованием туфоигнимбритового покрова.

Второй пример может иллюстрировать и тефрохронологиче ский метод, в основе которого л е ж а т изучение горизонтов тефры (пепловых прослоев) из датированного почвенно-пирокластиче ского чехла и корреляция их с «немыми» вулканогенными тол щами. К главным корреляционным признакам пепловых про слоев, по данным И. И. Гущенко [1965 г.], относятся их цвет, минеральный состав, показатель преломления вулканического стекла, мощность, ожелезненность. Следует использовать т а к ж е химический состав пирокластического материала. По д а н н ы м С. С. Кобаяси и др. [Kobayashi S. S. е. а., 1975], химический со став аэрогенного пирокластического м а т е р и а л а пепловых отло жений соответствует составу эффузивов, и их можно коррели ровать. Наиболее информативно д л я пеплов содержание S i 0 2, которое хорошо коррелируется с А1 2 0з, F e 2 0 3 + FeO, FeO, CaO, Na20, Ti02 и MgO.

Пепловые прослои обычно о б л а д а ю т определенными корре ляционными признаками и имеют большую протяженность. Н а этом основано их использование в качестве маркирующих го ризонтов. Например, два горизонта четвертичных пеплов Тирау и Майроа на Северном острове в Новой З е л а н д и и были про слежены на большой площади в основном с помощью точных определений показателя преломления частиц вулканического стекла в пеплах. Другие методы корреляции оказались менее эффективны [Hodder A. R., Wilson А. Т., 1976].

Хорошими стратиграфическими м а р к е р а м и стали т а к ж е пеп ловые горизонты в плейстоценовых отложениях штата Юта, США. Идентификация этих горизонтов из-за сходства их хими ческого состава (повсеместно риолиты) оказалась возможна лишь с помощью отдельных петрогенных элементов (Ti, Fe, С а ), но наиболее уверенно она проводится с помощью элемен тов-примесей: Ва, Те, M n, Zr, Sr, Rb, Y, Nb.

В эвгеосинклинальных вулканогенных толщах маркирую щими горизонтами в отдельных случаях являются пачки вулка ногенно-осадочных пород. Например, на площади всего Тектур масского антиклинория (Центральный Казахстан) четким мар кирующим горизонтом д л я нижнепалеозойских образований слу жит пачка красных яшм (мощностью 30—150 м ), в ы д е л я е м а я в верхнюю подсвиту тектурмасской свиты.

К а к показывает большинство вышеприведенных примеров, корреляция вулканогенных толщ очень сложна и не всегда воз можна лишь с помощью полевых исследований. Очень часто д л я надежности приходится привлекать различные к а м е р а л ь н ы е ме тоды исследований. Среди них н е м а л о в а ж н у ю роль играют гео физические методы и в отдельных случаях радиологические.

249;

В качестве критериев для корреляции отдельных горизонтов иногда удается использовать палеомагнитные характеристики пород. К главному корреляционному критерию следует отнести магнитную полярность пород (см. рис. 5.40), а при одинаковой полярности можно использовать модуль и направление остаточ ной намагниченности /„, магнитную восприимчивость х, фактор Q = / „ / ( х # ) и др. [Методические у к а з а н и я..., 1970]. Например, с помощью полярности, интенсивности поля и положения вир туальных полюсов выделены реперные палеомагнитные гори зонты в плиоцене и миоцене для вулканогенной толщи большой части Карпатского региона, включая территорию С С С Р, Ч С С Р, ВНР.

Среди радиологических наиболее часто для корреляции вул каногенных толщ применяют калий-аргоновый метод, который д а е т хорошие результаты в основном д л я мезозойско-кайнозой ских пород, и радиоуглеродный — для плиоцен-четвертичных по род. Например, первый метод с успехом использован д л я воз растной корреляции кайнозойских вулканитов провинций бас сейнов и хребтов западной части США. Возраст вулканогенных т о л щ определялся по биотиту с точностью в среднем около 1 млн. лет. Радиоуглеродный метод, к а к у ж е говорилось выше, находит самое широкое применение в большинстве тефрохроно логических исследований.

Корреляция вулканогенных толщ д о л ж н а проводиться с уче том региональной и локальной изменчивости вулканитов. Когда корреляция ведется на больших площадях в пределах одной тектоноформационной зоны (региональная изменчивость), как правило, используются породы одной и той ж е фации: только лавы, только туфы или только туфогенно-осадочные породы и т. д. Коррелируя вулканогенные образования в пределах от дельных вулкано-тектонических структур — сферы деятельности отдельных вулканов (локальная изменчивость), необходимо ис пользовать породы непрерывных рядов фаций: л а в а — туф — туфогенно-осадочная порода, выделяя в них характерные меж ф а ц и а л ь н ы е особенности (петрографо-литологические, химиче ские, геохимические и т. п.).

Корреляция вулканогенных свит различных тектоноформа ционных зон и выделение маркирующих горизонтов представ ляются еще более сложной задачей по сравнению с корреляцией вулканитов в одной зоне. Сложности обусловлены несинхрон ным развитием вулканизма в разных зонах, в связи с чем в со седних зонах вулканическая деятельность может проявиться раньше или одновременно в них могут формироваться различ ные по составу вулканиты. Если асинхронность велика, то выде лить горизонты оказывается невозможно. Однако в некоторых регионах горизонты выделяются достаточно надежно. Например, в пределах Восточно-Сихотэ-Алинского вулканического пояса в верхнемеловых вулканогенных толщах выделяются пять го ризонтов, соответствующих д в у м циклам среднего — кислого вулканизма. Первый цикл — сеноман — сантон, горизонты (снизу в в е р х ) : петрозуевский ( в у л к а н и т ы среднего состава), а р з а м а с о в с к и й и монастырский ( в у л к а н и т ы кислого с о с т а в а ) ;

второй цикл — Маастрихт — дат, горизонты: с а м а р г и н с к и й (вул к а н и т ы среднего с о с т а в а ) и т а д у ш и н с к и й ( в у л к а н и т ы кислого с о с т а в а ). В верхнепалеозойских в у л к а н о г е н н ы х т о л щ а х Д ж у н г а р о - Б а л х а ш с к о й с к л а д ч а т о й области из-за с л о ж н о с т и ее бло кового строения горизонты не в ы д е л я ю т с я. О д н а к о элементы региональной с т р а т и г р а ф и ч е с к о й к о р р е л я ц и и н а м е ч а ю т с я с по мощью ф о р м а ц и й : андезитовой ( к а л м а к э м е л ь с к и й к о м п л е к с или с в и т а ), липаритовой (керегетасский, а р х а р л и н с к и й к о м п л е к с ы или свиты) и др. Эти п о д р а з д е л е н и я с н е б о л ь ш и м и перемеще ниями по в е р т и к а л и п р о с л е ж и в а ю т с я по р я д у зон Северного Прибалхашья.

5.6.2. П Л А Т Ф О Р М Е Н Н Ы Е ОБЛАСТИ Вулканогенные толщи платформенных областей отличаются сравнительно простым строением и относительной в ы д е р ж а н ностью ф а ц и й в у л к а н о в и химического состава вулканических продуктов. Т а к о в ы п р о я в л е н и я на п л а т ф о р м а х траппового ( б а з а л ь т о и д н о г о ) в у л к а н и з м а при преимущественном р а з в и т и и щитовых и т р е щ и н н ы х вулканов, р е ж е с т р а т о в у л к а н о в.

Р е г и о н а л ь н а я изменчивость в у л к а н и т о в п р о я в л е н а здесь не значительно, поскольку крупные у ч а с т к и п л а т ф о р м ы ведут себя к а к единые блоки, и тектоническая дискретность, столь х а р а к т е р н а я д л я с к л а д ч а т ы х областей, на п л а т ф о р м а х р а з в и т а в не значительной степени. В у л к а н и т ы п л а т ф о р м п р е д с т а в л я ю т со бой н е д и ф ф е р е н ц и р о в а н н ы е или слабодифференцированные продукты мантийных б а з а л ь т о и д н ы х магм. О д н а к о все ж е не которые в а р и а ц и и в химическом составе вулканогенных о б р а з о ваний н а б л ю д а ю т с я и здесь к а к по л а т е р а л и, т а к и по р а з р е з у.


Например, вулканогенные образования венда Русской плат ф о р м ы на т е р р и т о р и и Ю г о - З а п а д н о й Б е л о р у с с и и п р е д с т а в л е н ы только б а з а л ь т а м и и их т у ф а м и, а в северной и северо-восточ ной ч а с т я х Б р е с т с к о й в п а д и н ы в вулканогенной т о л щ е основ ного состава у с т а н о в л е н а п а ч к а э ф ф у з и в н ы х пород среднего состава (андезиты, д а ц и т ы и их туфы). Н а юге Восточно-Евро пейской п л а т ф о р м ы в зоне сочленения Д о н б а с с а с приазовской частью Украинского щ и т а в у л к а н о г е н н ы е о б р а з о в а н и я антон т а р а м с к о й свиты ( D 2 - 3 ) в р а й о н е сел Н о в о т р о и ц к о е — В и к т о ровка представлены щ е л о ч н о - у л ь т р а о с н о в н ы м и и основными разностями ( л и м б у р г и т а м и, авгититами, щелочными базаль т а м и ), а к востоку от с. В и к т о р о в к а — более к и с л ы м и разно стями со щ е л о ч н ы м у к л о н о м ( т р а х и б а з а л ь т а м и, т р а х и а н д е з и т о б а з а л ь т а м и и т р а х и т а м и ) [Бутурлинов Н. В. и др., 1973 г.]. В раз резе в у л к а н и т ы а н т о н - т а р а м с к о й свиты т а к ж е х а р а к т е р и з у ю т с я 251;

невыдержанностью состава. Д л я низов свиты в целом характерна повышенная основность продуктов (лимбургиты, авгититы), для верхов — пониженная (трахиандезито-базальты, трахиты).

Л о к а л ь н а я изменчивость вулканитов проявлена резче по сравнению с региональной. Она заключается в непостоянстве соотношений разноудаленных от вулканических центров эффу зивных, эксплозивных и вулканогенно-осадочных фаций. На пример, в различных р а з р е з а х антон-тарамской свиты количе ство вулканокластического материала, по данным Н. В. Бутур линова и др. [1973 г.], колеблется от 5 до 7 0 %. На площади распространения нижнекорвунчанской подсвиты позднепалео з о й с к о й ( ? ) — р а н н е м е з о з о й с к о й трапповой формации Тунгус ской синеклизы выделяются две зоны. В первой (удаленной от жерловин) преобладают вулканогенно-осадочные фации, во второй — жерловые и прижерловые. Вулканиты этих зон раз личаются размером пирокластического материала, литолого петрографическими особенностями пород, формой геологических тел (в прижерловой зоне большое количество тел трубчатой ф о р м ы с рвущими к о н т а к т а м и ).

Расчленение платформенных вулканогенных образований.

Производится по литолого-фациальным особенностям вулка нитов (включая структурные и текстурные признаки пород) и по химическому составу преобладающих в толще эффузивов.

И на Восточно-Европейской, и на Сибирской платформах среди вулканогенных трапповых формаций в разрезе плат форменного чехла выделяются существенно пирокластические и существенно лавовые толщи, имеющие региональное распро странение и отвечающие по объему свитам. Например, нижняя часть нижнетриасовой вулканогенной толщи в пределах северо западной части Сибирской платформы, по данным Я. И. Поль кина [1959 г.], сложена преимущественно туфами (корвунчан с к а я свита), а верхняя — существенно л а в о в а я (путоранская серия: аянская, хоннаизнитская и н е р а к а р с к а я свиты).

Трапповая толща венда з а п а д а Восточно-Европейской платформы т а к ж е расчленяется по разрезу на две пачки: ниж нюю, существенно туфовую, и верхнюю, преимущественно ла вовую. Региональный характер распространения этих пачек и свит объясняется соответствующим характером вулканиче ской деятельности на определенных этапах платформенного развития. Нижние, существенно туфовые, пачки сформирова лись в период преобладания ареального типа вулканизма, характеризовавшегося обилием мелких вулканических построек центрального типа, поставлявших в основном пирокластический материал. Верхние пачки формировались в эпоху, когда мелкие вулканические центры сменились крупными вулканическими постройками типа трещинных и щитовых вулканов.

Такие две р а з н о ф а ц и а л ь н ы е пачки (свиты) составляют один ритм. Подобных ритмов может быть несколько. По данным 252;

Я- П. Полькина, каждый ритм может иметь более сложное строение и отвечать трем стадиям различной по типу вулкани ческой деятельности (снизу вверх): 1) пирокластическая толща, связанная с эксплозивной деятельностью центральных вулка нов, 2) лавовая толща, образовавшаяся в результате массовых трещинных излияний и 3) лавово-пирокластическая толща, образовавшаяся в результате деятельности щитовых вулканов.

Эти толщи выделяются в свиты, которые в свою очередь подраз деляются на подсвиты и пачки. Ритмы закономерно повто ряются, и эта цикличность должна учитываться при стратигра фическом расчленении вулканитов.

В ряде случаев расчленение вулканогенных толщ (главным образом лавовых) возможно по наличию или отсутствию в пач ках (покровах) зон мандельштейнов, появление которых свя зывается с обилием летучих в вулканическом процессе. Пачки лав, обогащенные или обедненные миндалинами, могут иметь региональное распространение и по объему отвечать свите или подсвите. Например, массивные разновидности базальтов Тунгусской синеклизы, по данным А. А. Рябченко, характерны д л я покровов ямбуканской свиты и нижнекочечумской под свиты, а миндалекаменные базальты — для тутончанской и кор вунчанской свит. Д л я целей расчленения могут быть также использованы характеристики магнитных свойств (модуль и направление векторов остаточной намагниченности /„, маг нитная восприимчивость отношение остаточной намагничен ности к индуктивной — фактор Q) и плотность. Например, ба зальты нидымской свиты четко отличаются пониженной плот ностью от базальтов других свит трапповой формации Тунгусской синеклизы.

Мощности выделяемых вулканогенных свит на платформах обычно колеблются от первых десятков метров до 500 м, в ред ких случаях мощности подсвит и пачек составляют десятки метров.

Корреляция платформенных вулканогенных образований.

Производится с помощью устойчивых литолого-петрографиче ских и характерных фациальных признаков вулканитов, физи ческих свойств пород, а также по фауне и флоре, спорово-пыль цевым комплексам и радиологическим датировкам.

Одним из устойчивых признаков может быть наличие мин далекаменных текстур. При этом надо учитывать относительную мощность миндалекаменных зон, степень насыщенности их миндалинами, размеры миндалин и минеральный состав вы полнений.

Нередко устойчивым признаком является характер струк туры базальтов (афировые и порфировые), что легко устанав ливается и прослеживается в поле. Так, по данным А. А. Ряб ченко, д л я верхних горизонтов нидымской свиты и д л я большей части покровов верхнекочечумской подсвиты Тунгусской синек 253;

лизы, представленных базальтами трапповой формации, харак терны афировые базальты, что никогда не отмечается в пок ровах ямбуканской, тутончанской свит и нижнекочечумской подсвиты.

Иногда в качестве корреляционного критерия, особенно при корреляции отдельных лавовых покровов в лавовых пачках, используется соотношение различных минералов-вкрапленни ков. Например, для ряда покровов деканских базальтов Цент ральной Индии плагиоклаз-пироксеновое отношение является устойчивым на многие десятки километров и используется для корреляции. Надежность корреляции обеспечивается тем, что одновременно учитываются характер структур, мощность по кровов, степень выветривания и другие особенности. При этом сравниваются, как правило, не единичные покровы, а их сово купности.

Наиболее устойчивы при корреляции по химическому со ставу содержания и соотношения таких элементов, как калий, натрий, титан, магний, коэффициент окисленности железа Fe203/(Fe0 + Fe 2 03). Например, в пределах южной части Восточно-Европейской платформы коэффициент окисленности железа для щелочных базальтоидов зоны сочленения Донбасса с приазовской частью Украинского щита составляет 0,47—0,56, а для базальтов Воронежской антеклизы — 0,24 [Бутурли нов Н. В. и др., 1973 г.]. Щелочные базальты характеризуются также весьма повышенными содержаниями титана и фосфора.

С учетом вышеуказанных корреляционных признаков в ниж нем отделе триасовой системы на площади Тунгусской синек лизы выделяются горизонты (снизу вверх): тутончанский, двурогинский, путоранский. В путоранский горизонт объединены преимущественно пойкилоофитовые порфировидные базальты.

В двурогинском горизонте основную роль играют туфы, под чиненное значение имеют вулканогенно-осадочные породы. Ту тончанский горизонт в южной зоне сложен вулканомиктовыми породами, а в северной — преимущественно толеитовыми пор фировыми базальтами. В Норильском районе выделяется гори зонт пикритовых базальтов.

На Восточно-Европейской платформе вулканиты не имеют такого широкого площадного распространения, как на Сибир ской платформе. Так, среднедевонские вулканогенные образо вания приурочены лишь к отдельным участкам платформы, характеризующимся повышенной тектонической активностью:

Припятско-Донецкому, Вятскому авлакогенам и Лосевско Мадоновской зоне разломов. Они распространены в старо оскольском (D 2 ) И канонском (D 3 ) горизонтах среди преиму щественно песчано-глинистых толщ. Корреляция вулканитов в их пределах проведена по химическому составу эффузивов и преобладанию лав, туфов или вулканогенно-осадочных пород.

254;

5.7. С Л О Ж Н О Д И С Л О Ц И Р О В А Н Н Ы Е КОМПЛЕКСЫ Сложнодислоцированные комплексы характеризуются интен сивной нарушенностью первичного залегания пород, выражаю щейся в существовании разнопорядковых систем складок и раз рывов [Методическое пособие.

.., 1980]. Эти комплексы просле жены в пределах фанерозойских складчатых областей в виде широких (до нескольких десятков километров) и протяженных (до нескольких сотен километров) складчато-разрывных зон, именуемых обычно зонами альпинотипной (геосинклинальной, голоморфной, линейной) складчатости. Тектоническая структура сложнодислоцированных комплексов расшифровывается с боль шим трудом, столь же трудно определять стратиграфическую последовательность, мощность и возраст составляющих их от ложений. Чисто стратиграфические методы, успешно используе мые в тектонически простых районах и опирающиеся на послой ное изучение разрезов, становятся в этих условиях недостаточно эффективными и должны уступать место структурно-стратигра фическим исследованиям, в процессе которых на разных этапах либо стратиграфические данные служат основой для по нимания тех или иных элементов тектонической структуры, либо, наоборот, структурные данные позволяют понять или уточнить строение нормального стратиграфического разреза.

Для целей практической стратиграфии необходимо различать три основные разновидности сложнодислоцированных комплек сов (рис. 5.44): пакеты субгоризонтальных пластин и складок пластин;

пакеты крутонаклоненных тектонических чешуй и складок-чешуй;

пакеты крутонаклоненных тектонических чешуй и складок-чешуй, образовавшиеся на месте субгоризонтальных Р и с. 5.44. Разновидности сложнодислоцированных комплексов.

л — пакет субгоризонтальных пластин и с к л а д о к - п л а с т и н ;

б — пакет крутонаклоненных текто нических чешуй и складок-че шуй;

в — пакет крутонаклонен ных чешуй, образовавшийся на месте субгоризонтальных пла стин и складок-пластин.

Утолщенные — тектони линии ческие разрывы. Н а схеме в показаны молодые пологонакло ненные и крутонаклоненные раз рывы.

25;

пластин (складок-пластин) в результате их интенсивной текто нической переработки.

Пакеты субгоризонтальных тектонических пластин и складок пластин. Наиболее типичными структурными элементами этой разновидности сложнодислоцированных комплексов являются крупные пластины и складки-пластины, разграниченные субго ризонтальными поверхности разрывных нарушений (рис. 5.44, а ).

Обычная мощность пластин и соизмеримых с ними скла д о к — несколько сотен метров. Слоистые породы внутри пластин характеризуются горизонтальным или близким к горизонталь ному залеганием. Нередко они рассечены второстепенными раз рывами, сместители которых располагаются в целом горизон тально, параллельно граничным поверхностям тектонических пластин. Замковые части крупных складок тяготеют к фрон тальным зонам пластин. В тех случаях, когда породы тонко слоисты, в замке крупной складки наблюдаются разнопорядко вые более мелкие складчатые формы, сопряженные со второ степенными субгоризонтальными разрывами. В нижних пластинах тектонического пакета, где степень метаморфизма пород, как правило, возрастает, наблюдается кристаллизацион ная сланцеватость, параллельная граничным поверхностям пла стин и в большинстве случаев практически совпадающая со слоистостью.

Вдоль границ тектонических пластин могут располагаться тела серпентинитового меланжа— хаотической смеси разнообразных по составу и размерам глыб, погруженных в серпентинито вую массу. Но нередко граничные поверхности пластин отме чаются маломощными зонами тектонитов (милонитов, катакла зитов). Известны также случаи, когда тектонический контакт между пластинами маскируется интрузивными соотношениями пород: нижележащие породы проникают в вышележащие в виде протрузий, образуя штоко- и жилообразные тела [Белостоц кий И. И., 1978 г.].

Формирование пакетов субгоризонтальных пластин и скла док-пластин чаще всего связывается с процессами поддвигания нижних пластин под верхние в альпинотипных складчатых зо нах [Ажгирей Г. Д., 1977 г., и др.].

Пакеты крутонаклоненных тектонических чешуй и складок чешуй. Тектонический стиль этой разновидности дислоцирован ных комплексов определяют тектонические чешуи, ограниченные крутонаклоненными разрывами, параллельно которым распола гаются поверхности кливажа и генетически связанные с разры вами и кливажем (кливажные) крутонаклоненные макро-, мезо и микроскладки (рис. 5.44,6). Четко выражена горизонтальная структурная зональность, обусловленная чередованием зон сильно- и слабонарушенного залегания пород. В плане и в раз резе комплекс обычно имеет асимметричное строение. Его можно сравнить с огромной кливажной складкой, одно крыло которой 256;

Рис. 5.45. Ч е р е д о в а н и е зон со с л а б о н а р у ш е н н ы м (I, 111, V, VII) и с сильно нарушенным (II, IV, VI, VIII) залеганием слоев. С х е м а - р а з р е з через с л о ж н о д и с л о ц и р о в а н н ы й комплекс (тип б на рис. 5.44).

Густой штриховкой выделены толщи (пачки). Тонкие линии, параллельные границам, зон, о т р а ж а ю т ориентировку кливажа.

смыкается с областью развития спокойно залегающих пород, а другое сорвано крупным разрывным нарушением (рис. 5.45).

По мере приближения к осевой части комплекса, характери зующейся наибольшей интенсивностью дислокаций, ширина зон со слабонарушенным залеганием пород (зоны I, III, V, VII на рис. 5.45) постепенно сокращается, уменьшаются интервалы между разрывными нарушениями внутри зон, увеличивается амплитуда вертикального смещения по разрывам. В этом же направлении постепенно увеличивается ширина зон с сильно нарушенным залеганием пород (зоны II, IV, VI, VIII на рис. 5.45), возрастает амплитуда смещения по этим зонам, все более густой становится система разрывов и параллельных им кливажных трещин.

Зоны с сильнонарушенным залеганием пород обладают своеобразными морфологическими особенностями, которые необходимо учитывать при их выявлении, прослеживании и де тальном изучении.

1. Рассматриваемые зоны являются зонами сближенных субпараллельных разрывных нарушений с амплитудой всртп 17 Заказ № О 50 ЮОм Рис. 5.46. Х а р а к т е р складчатости в болылекаройской свите по руч. Ш а б а к т ы.

Хр. К а р а т а у (по Е. И. П а т а л а х е и Т. В. Гиоргобиани [1975 г.]).

1 — очертания складок;

2 — кливажные разрывы.

кального смещения по разрывам, достигающей сотен метров (рис. 5.46).

2. Длинные крылья кливажных складок, наблюдаемых в пределах зон с сильнонарушенным залеганием слоев, при мерно параллельны поверхности кливажа (см. рис. 5.45).

3. Слои сохраняют свою истинную (исходную) мощность только на тех крыльях, которые дискордантны по отношению к кливажу, в то же время на отрезках, параллельных кливажу, мощность слоев обычно меньше исходной мощности (см.

рис. 5.45).

4. На крутонаклоненных кливажных крыльях складок не редко наблюдаются будины — фрагменты вязких (наиболее прочных) слоев;

длинные оси будин ориентированы в целом параллельно поверхностям кливажа (рис. 5.47).

5. Кливаж в зонах сильнонарушенного залегания слоев обычно представлен двумя системами трещин, одна из которых (сквозная, доминирующая) определяет главные особенности тектонической структуры зоны, а другая (реликтовая) сохра няется лишь в вязких слоях, на тех интервалах, где ориенти ровка слоев существенно отклонялась от первоначальной (рис. 5.47).

Для зон со слабонарушенным залеганием пород перечислен ные выше признаки не характерны. Кливаж здесь приблизи ////• Рис. 5.47. Р е л и к т о в а я (Si) и с к в о з н а я (S2) системы к л и в а ж а в зонах с сильнонарушен ным залеганием пород (тип б на рис. 5.441.

К чинаж сохраняется в более вязких прослоях.

З а с ч с ! этих ж е п р о с л о е в ф о р м и р у ю т с я б у д и н ы V На у ч а с т к а х, где к л и в а ж п а д а е т п о л о ж и, чем с л о и с т о с т ь, п л а с т ы н а х о д я т с я в о п р о к и н у т о м на л е т а НИИ.

тельно параллелен не длинным, а коротким крыльям складок;

мощность слоев сохраняется неизменной на длинных крыльях;

будинаж-структуры распространены ограниченно, главным образом на коротких крыльях складок;

кливаж, как правило, односистемный. Эти особенности яснее выражены в зонах, уда ленных от осевой (см. зоны I, III на рис. 5.45). В то ж е время вблизи осевой зоны, где интенсивность дислокаций нарастает (см. зоны V, VII на рис. 5.45), все сильнее проявляются при знаки, свойственные участкам с нарушенным залеганием слоев.

Практически всегда зоны с сильнонарушенным залеганием слоев, так ж е как элементы этих зон (разрывные нарушения, поверхности кливажа, кливажные складки), оказываются поло гоизогнутыми, собранными в волнообразные пологопогружаю щиеся складки. В связи с этим направление и угол наклона кливажных поверхностей, осевых плоскостей кливажных скла док и сместителей разрывных нарушений неодинаковы на раз ных гипсометрических уровнях и на разных участках складча тых зон.

Пакеты крутонаклоненных тектонических чешуй и складок чешуй развиты в зонах распространения сложнодислоцирован ных комплексов исключительно широко. Они детально описаны Е. И. Паталахой и Т. В. Гиоргобиани [1975 г.] в хр. К а р а т а у.

известны в Карпатах, на Кавказе, в складчатых зонах Урала, Центрального Казахстана, Тянь-Шаня и других регионов.

Пакеты крутонаклоненных чешуй и складок-чешуй, образо вавшиеся на месте субгоризонтальных пластин (складок-пла стин). Между рассмотренными выше разновидностями сложно дислоцированных комплексов существуют постепенные пере ходы (рис. 5.48), обусловленные постепенным изменением крутизны разрывов, ограничивающих тектонические пластины (чешуи). Но наряду с этим имеются многочисленные примеры наложения крутонаклоненных разрывов и связанных с ними крутонаклоненных кливажных складок на пакеты субгоризон тальных тектонических пластин. В результате возникают комп которых показан на рис. 5.44, в.



Pages:     | 1 |   ...   | 5 | 6 || 8 | 9 |
 





 
© 2013 www.libed.ru - «Бесплатная библиотека научно-практических конференций»

Материалы этого сайта размещены для ознакомления, все права принадлежат их авторам.
Если Вы не согласны с тем, что Ваш материал размещён на этом сайте, пожалуйста, напишите нам, мы в течении 1-2 рабочих дней удалим его.