Лекция 2 Строение слоистых толщ.
реклама
Лекция 2 Строение слоистых толщ. Понятие о слое и его элементах. Слоистость. Условия образования и разрушения слоистых толщ. Типы слоистости. Особые формы залегания осадочных пород Понятие о слое и его элементах. Слоистость. Условия образования и разрушения слоистых толщ. Типы слоистости. Впервые понятие «слой» появилось в работе Леонардо-да-Винчи при описании разрезов пород при прокладке каналов в северной Италии. Значительно позже Н. Стено сформулировал следующие условия образования слоев: 1) отдельные отрезки слоев являлись когда-то единым целым, ограниченным площадью бассейна осадконакопления (на основании этого два выхода слоя можно соединять на карте, прослеживая их по рельефу); 2) каждый слой занимал вначале горизонтальное положение и выведен из него тектоническими процессами; 3) если горизонтально залегающий слой подстилается наклонным слоем, то нарушение первичного залегания последнего произошло задолго до отложения горизонтального слоя. Слоистое строение характерно для осадочных, метаморфических, эффузивных пирокластических толщ и так называемых расслоенных плутонов. Слоистость — один из наиболее распространенных элементов структуры земной коры. Чаще всего осадочные горные породы залегают в виде слоя. Слой - это более или менее однородный, первично обособленный осадок (или горная порода), ограниченный приблизительно параллельными поверхностями. Слоем, или пластом, называется плитообразная по форме и относительно однородная по составу горная порода, ограниченная поверхностями напластования и образовавшаяся в один и тот же отрезок геологического времени. Верхняя поверхность слоя (пласта) именуется кровлей, нижняя — подошвой. Слой является своеобразной записью прежде всего климатических и физико-географических условий осадконакопления и метаморфизма. В тех случаях, когда при образовании слоев происходит изменение вещественного или гранулярного состава и других особенностей (цвет, структура, текстура, физико-механические свойства и др.), говорят о фациальных разновидностях (или фациях) одновременно образованных пород. Самая древняя поверхность слоя (нижняя при ненарушенном залегании) является подошвой, а самая молодая - кровлей слоя. Эти поверхности, разделяющие один слой от другого, называются поверхностями напластования. Следовательно, поверхность напластования - общая часть двух смежных слоев. Строение поверхности напластования несет важную информацию о происхождении и условиях формирования слоя. Кроме того, осадочные тела могут залегать в виде линз, шнурков (рукавообразных тел), а органогенные горные породы могут образовывать массивные тела самой разнообразной формы. Однородность слоев может быть выражена в составе, текстуре, наличии окаменелостей. возрасте и других признаках. Площадь распространения слоев колеблется от сотен квадратных метров до десятков квадратных километров. Помимо термина «слой» в геологии, употребляется и слово «пласт», который часто выступает как его синоним, но использование этого термина имеет некоторые особенности. «Слой» применяется только по отношению к осадочным горным породам, тогда как пласт может быть интрузивным (силл), эффузивным (базальтовый покров), рудным и т.д. В этом смысле понятие пласта шире понятия слоя. «Пласт» обычно говорят про слой полезного ископаемого - например, «пласт каменного угля», «нефтенасыщенный пласт», «рудный пласт». Иногда под термином «пласт» понимают совокупность маломощных слоев. Существует еще понятие «горизонт» - регионально распространенный слой, отличающийся от соседних слоев по каким-либо признакам. В тех случаях, когда эти отличия ясно выражены но цвету, составу или другим признакам, данный горизонт можно использовать, как репер при сопоставлении частных геологических разрезов при прослеживании структурных форм. Такой горизонт называется маркирующим горизонтом. Внутри слоя часто выделяют отдельные элементы. Это: прослои - часть слоя, отличающаяся по виду от остальной его части, лента - тонкая прослойка, слоек - элемент слоя, формирующий его текстуру. Слоек низшая единица слоистости, его внутренняя структура может быть выражена только ориентировкой частиц. По литологическому составу слои объединяют в пачки - совокупности слоев сходного литологического состава (глинисто-кремнистая пачка). Пачки объединяют в толщи - совокупности слоев, сходного состава, облика или происхождения. Совокупность толщ по отличительным диагногическим признакам составляет свиту. В американской и западно-европейской литературе свите соответствует формация. Так как слои в процессе своего существования могут изменить свое первоначальное положение, перевернуться или стать вертикальными, очень важно уметь распознавать подошву слоя. Подошва слоя и ее признаки. Уменьшение размера терригенных частиц от подошвы к кровле слоя в обломочных породах — песчаниках и алевролитах. Уменьшение размеров зерен связано с тем, что при образовании осадка сначала оседают более грубые частицы, а затем все более и более мелкие. Знаки ряби и волноприбойные знаки - на слегка неровной поверхности напластования часто можно наблюдать системы небольших параллельных (знаки ряби) или дугообразно выпуклых перекрывающих друг друга (волноприбойные знаки) гребешков и ложбинок высотой 0,5-2 см, представляющих собой окаменевшие следы действия воли или ветра. Острия гребешков указывают направление молодого слоя. В тех случаях, когда знаки ряби асимметричны, более крутые их стороны указывают направление движения материала, ориентировка выпуклости указывает на положение палеоберега осадочного бассейна. Знаки ряби и волноприбойные знаки образуются только в прибрежных частях бассейнов. Трещины усыхания (первичные трещины) образуются при высыхании осадка. Затем они заполняются материалом нового вышележащего слоя, в результате чего на подошве слоя образуются валики и рубцы (слепок), а на кровле - бороздки (рис.). Следы ползания животных (биоглифы, син. гиероглифы, иероглифы, флишевые фигуры) образуются на поверхности не затвердевшего илистого осадка. При накоплении следующего слоя осадка эти неровности заполняются материалом и отпечатываются в виде слепков валиков высотой до 4 см. В результате на кровле слоя образуются бороздки, а на подошве - валики и рубцы. Мощность (толщина) слоя - это расстояние между его поверхностями напластования - кровлей и подошвой. Кратчайшее расстояние между ними называется истинной (Ми) толщиной. Если граничные поверхности непараллельны, в качестве истинной толщины принимают среднюю величину двух замеров. Кроме того, выделяют толщины: горизонтальную (Мг) - расстояние между кровлей и подошвой по горизонтали, вертикальную (Мвр) - расстояние между кровлей и подошвой по вертикали, видимую (Мвд) расстояние между кровлей и подошвой по любому другому направлению. Кроме того, толщины могут быть полными, измеренными от кровли до подошвы пласта, и неполными (Мнп), характеризующими только некоторую его часть. Различные виды мощностей связаны между собой простыми тригонометрическими соотношениями. Значения истинных мощностей используются при составлении карт мощностей, палеотектонических построениях, при подсчете запасов полезных ископаемых, в том числе нефти и газа. Мощность слоев, в основном, колеблется от сантиметров до нескольких метров. В зависимости от мощности слоев выделяются следующие классы слоистости. Таблица Классы слоистости пород по мощности. Массивнослоистые Более 100 см Крупнослоистые 100 – 50 см Среднеслоистые (слоистые) 50 – 10 см Тонкослоистые 10 – 2 см Листоватослоистые 2 – 0,2 см микрослоистые Менее 0,2 см Латеральное окончание слоя. Окончание слоев с боков называются латеральным окончанием слоя. Такое окончание может быть первичным, образованным в момент формирования слоя - конседиментационным, или вторичным, образованным после формирования слоя – постседиментационным. Уменьшение мощности слоя может произойти либо вследствие выклинивания слоя к краям бассейна осадконакопления (именуется седиментационным), либо в результате изменения состава, размерности обломков (частиц) и других свойств пласта и перехода всего или части пласта в другие разности — слойки, сопоставимые по времени образования с частями ранее выделенного пласта на соседней территории. В последнем случае говорят о выклинивании фациальных разновидностей пород этого слоя или фациальном выклинивании, которое может быть ясным, четким или постепенным, условным. К вторичным видам выклинивания относится денудационное, связанное с размывом и сносом ранее отложенного материала, а также тектоническое, образованное в результате будинажа или выжимания пластичных пород при складкообразовании. Совокупность согласных, плитообразно залегающих слоев называется слоистостью. Основными ее признаками являются: 1) изменение крупности зерен в разных слоях или в пределах одного слоя от подошвы к кровле (градационная слоистость); 2) чередование слоев различного состава; 3) параллельная кровле (или подошве) ориентировка частиц (например, слюды) в слое; 4) наличие различных включений (например, конкреций), расположенных в плоскости слоя; 5) тонкая ориентировка растительного детритуса вдоль слоев; 6) тонкие граничные прослойки (слойки) иного состава, разделяющие однородную толщу; 7) различная окраска пород слоистой толщи; 8) различный химический состав пород (например, чередование доломитов и известняков, внешне почти не отличающихся друг от друга); 9) флюидальность (особенно характерная для лав и некоторых пирокластов); 10) линейное параллельное расположение вкрапленников минералов; 11) резко преобладающее расположение плоских обломков в грубообломочных толщах брекчий в плоскости слоя. Слоистые осадочные толщи могут быть литологически однообразными, отличаясь только по руководящей фауне, или различаться и по литологическому составу. Наиболее характерными признаками каждого слоя являются его литологический состав, возраст и строение поверхностей наслоения (граничных поверхностей), более или менее резко выраженных. Механизм образования и форма слоистости. В водных бассейнах слоеобразование происходит под действием двух основных факторов: 1) силы тяжести, или массы оседающего материала, который стремится лечь на дно относительно равномерно и горизонтально, и 2) движения водной среды, которое нарушает горизонтальное распределение осадка и перераспределяет его по дну. Н.Б. Вассоевич по этому принципу выделял слоистость оседания и слоистость движения. Параллельная слоистость образуется при сортировке осадка в спокойной водной среде. Частицы механической взвеси, коагулировавшие коллоиды, кристаллы, органические остатки и т. д. стремятся расположиться горизонтально и параллельно друг другу, сортируясь в процессе осаждения на дно по размеру и массе. Образование параллельной слоистости обычно происходит на глубинах более 200 м, где волновые движения не сказываются на перераспределении осадка. Параллельная слоистость может быть полосовидной и ленточной. Полосовидная слоистость образуется в тех случаях, когда каждый слой отличается по составу, цвету или другим характеристикам слагающих пород. Если среди однородной массы породы наблюдаются тонкие прослои другого состава, например растительного детрита в песчаниках, то такая слоистость называется прерывистой. Ленточная слоистость связана с сезонными климатическими колебаниями и характеризуется правильным ритмичным чередованием тонких прослойков разного состава. Волнистая слоистость образуется в подвижной водной среде в прибрежной зоне приливов и отливов, в мелководной части бассейнов, где сказывается роль волнений и течений, и в достаточно глубоководных акваториях с природными течениями вод. Она характеризуется изогнутыми поверхностями наслоения. При преобладающем значении того или иного процесса возникает определенный генетический тип слоистости. Наибольшим распространением пользуются следующие генетические типы слоистости: градационная, седиментационная, косая, турбидитная, подводных оползней, взламывания. Градационная слоистость возникает в водной среде и выражается в последовательной смене в вертикальных разрезах слоев с уменьшающейся или увеличивающейся размерностью терригенного материала. Например: крупнозернистый песчаник, среднезернистый песчаник, мелкозернистый песчаник, алевролит, аргиллит; смена слоев может идти и в обратном порядке и быть ритмичной. Например: песчаник, алевролит, аргиллит, алевролит, песчаник, алевролит, аргиллит и т. д. Градационная слоистость может отражать движения воды, но нередко появляется также в результате изменения физических условий в области не только наложения, но и сноса обломочного материала. Седиментационная слоистость возникает при спокойном состоянии водной среды, при накоплении осадков ниже уровня действия волн. В таких условиях происходит накопление тонко- и мелкообломочного материала, а также образование хемогенных отложений. Седиментационная слоистость характеризуется выдержанным параллельным расположением поверхностей наслоения. Косая слоистость, как отмечалось выше, образуется при направленном движении среды, в которой накапливается осадок. В зависимости от условий образования различают несколько разновидностей косой слоистости. Образующаяся в речных потоках косая слоистость имеет общий одинаковый наклон в сторону движения воды. Дельтовая разновидность обычно бывает крупной и отличается плавным причленением косых прослоечков к подошве слоя; у кровли слоя косые прослоечки исчезают и появляется более грубозернистый материал. Нередко верхние части косы прослоечков при этом размыты и как бы срезаны подошвой вышележащего слоя. Косая слоистость, встречающаяся в морских отложениях, обладает крупным размерами и сравнительно не большим наклоном. Крупные размеры дельтовой и морской косой слоистости при изучении отдельных обнажений нередко не улавливаются. Они могут быть выявлены только в условиях очень хорошей обнаженности или при сопоставлении данных по многим отдельным обнажениям. Недостаточное внимание к крупной косой слоистости может привести к существенным ошибкам при подсчете мощностей. Так, например, мощность пород среднего—верхнего девона в одном из районов Центрального Казахстана, подсчитанная по земной поверхности, составляет 3,5 км, а в буровой скважине мощность тех же пород 1,9 км (рис. 47). При мелководье в зоне действия волн образуется своеобразная, очень тонкая, переплетающаяся косая слоистость, ориентированная в различных направлениях в соответствии с направлением движений волн во время осадконакопления. Особенной неправильностью отличается косая слоистость эолового происхождения. Она бывает направлена в различные стороны и отличается изменчивой мощностью. Эоловая (дюнная) слоистость характеризуется разнообразием направления (до 180 °) и угла наклона слойков, которые меняются в зависимости от скорости и направления ветра. Поверхности, ограничивающие косые серии, могут быть наклонными, в связи с чем эоловая косая слоистость приобретает сложный клиновидный (в разрезе) характер с перекрестным расположением слойков. Слоистость речных потоков может быть различной в самом русле и в пойме. Она, однако, имеет общий наклон в сторону движения воды, хотя ее характер меняется в зависимости от величины объемов текучих вод, постоянства и скорости течения реки. Дельтовая слоистость отличается мощными слойками и плавным причленением их к подошве слоя. Отложения дельт обычно состоят из трех частей: 1) верхней — прикровельной аллювиальной части с параллельными или слабо наклонными к кровле и подошве грубозернистыми слоями; 2) серии косых более тонкозернистых слоев, выполаживающихся в основании и переходящих в 3) почти горизонтальные тонкозернистые слои (морская часть). Слоистость временных потоков характеризуется чередованием небольших, очень крутонаклонных, косых и параллельных слоистости серий осадков. Материал косых серий грубее, чем параллельных, и хуже сортирован. Слоистость прибрежно-морских отложений морфологически выражена наименее четко, что объясняется разнообразием динамических условий отложения осадков чередованием волнений и периодов их затишья. Наклон косых слойков меняется к плоскости слоя, где видна частая чередующаяся смена горизонтальных, косых и вогнутых серий, представляющих собой рябь мелководья. Линзовидная слоистость возникает вследствие периодического привноса материала в спокойную часть водоема. При этом образуются небольшие линзочки песчаного или алевролитового материала, вытянутые в цепочки внутри глинистых и других пород. Турбидитная слоистость свойственна плохо отсортированным отложениям, состоящим из песка, гальки, небольших валунов с неровными, нередко плохо выраженными поверхностями наслоения, получившими название турбидитов. Турбидитная слоистость образуется в пределах действия морских придонных течений и мутьевых потоков, вызывающих появление крупнообломочного материала на больших глубинах вдали от прибрежных зон. Так, например, вдоль побережья Норвегии в связи с проходящим здесь морским течением Гольфстрим на глубине от 200 да 600 м осаждаются крупнозернистый песок и галечник, а все более мелкие частицы уносятся. Большую роль играют здесь приливно-отливные течения. Большое значение в образовании турбидитной слоистости имеют мутьевые суспензионные потоки, представляющие собой главным образом речные воды, вливающиеся в море и насыщенные тонким кластическим преимущественно глинистым материалом, нередко содержащие повышенную концентрацию солей. Плотность мутьевых потоков может достигать 2, благодаря чему они перемещаются вниз по уклону дна и особенно вдоль затопленных речных долин на десятки и даже сотни километров. Взвешенное состояние твердых частиц в потоке сохраняется благодаря турбулентному движению суспензии с вертикальными завихрениями. Мутьевые потоки могут вызвать образование оползней на морском дне, и, наоборот, оползни, особенно вызванные землетрясениями, могут быть причиной появления мутьевых потоков. Этим, вероятно, можно объяснить и появление автобрекчий и автоконгломератов, содержащих угловатые или округлые обломки пород того же состава, что и цементирующие их осадки. Слоистость подводных оползней является результатом комплекса сложных процессов, связанных с нарушением гравитационной устойчивости. Она свойственна глинистым массам с брекчиевидной текстурой, насыщенным мелкими скатанными или угловатыми обломками твердых пород и заключающим также крупные глыбы известняков, песчаников, кварцитов и т. д., размеры которых могут достигать многих десятков метров в поперечнике. Выше и ниже таких пород обычно залегают терригенные отложения со слоистой текстурой. Долгое время подобным образованиям приписывалось тектоническое или ледниковое происхождение («горизонты с включениями») и лишь после работ в Альпах Флоренса (1955 г.) выяснилось, что подобные образования являются следствием подводных оползней и обрушения в оползающую, неустойчивую, полужидкую массу осадков крупных глыб, образующихся при подмывании крутых морских берегов. По предложению Флоренса вся эта масса с основой из мелкообломочного терригенного материала, накапливающегося в результате обычной седиментации, в который включены обвальные и перемещенные в результате оползания по морскому образования, получила название «олистостромы», а крупные глыбы (более 5 м в поперечнике) — «олистолиты». Последние могут достигать сотен метров в поперечнике и нередко окружены более мелкими обломками таких же по составу пород. Мелкие олистолиты имеют округлую или овальную форму, более крупные - плоскую. Хорошим примером современных олистолитов могут быть крупные обломки верхнеюрских известняков, усеивающих прибрежную часть Черного моря у берегов Крыма. Олистостромы широко развиты вдоль западного склона Урал; где они приурочены к отложениям карбона и слагают несколько горизонтов. Наиболее мощный из них (до 100 м и более) залегает в основании верхнего карбона и занимает определенное стратиграфическое положение, участвуя в строении складок и являясь маркирующим горизонтом. В Альпийском поясе, в Динаридах, олистолиты верхне- и среднеэоценовых известняков заключены в олигоценовых и миоценовых песчано-глинистых отложениях. На Алтае оползневые горизонты с олистолитами распространены среди намюрских песчано-глинистых отложений. Они содержат огромные глыбы визейских известняков, принимавшихся за остатки размытого покрова или рифовые образования. Олистолиты, сложенные пермскими известняками, известны в таврическом флише в Крыму. При достаточном уклоне дна моря олистолиты могут сползать и скользить на значительные расстояния. Б.М. Келлер и В.В. Меннер описали подобные явления в Сочинском районе, где заключенные в палеогеновых отложениях олистолиты меловых известняков сместились по уклону дна моря более чем на 20 км. Оползневые горизонты с олистолитами широко распространены на склонах флишевых и молассовых прогибов и реже, на крыльях конседиментационных антиклинальных структур. И.И. Белостоцкий указывает следующие признаки, позволяющие отличить крупные олистолиты от покровных структур: отсутствие у олистолитов разрывов у их краев, прислонение вмещающих пород к большим поверхностям олистолитов, четкий стратиграфический контакт вверху и наличие оползневых масс внизу, а иногда и по бокам с характерными подводно-оползневыми структурами. Слоистость взламывания свойственна преимущественно осадочным толщам, накапливающимся на относительно крутых участках морского дна (более 2—3°). В таких условиях ранее выпавший осадок небольшой мощности, но с повышенной твердостью и хрупкостью, например: кремнистые известняки, пески с карбонатным цементом, яшмы, кремнистые глины - может оползти и при этом ломаться, дробиться и крошиться. При непрерывном осадконакоплении обломки окажутся в глинистой, карбонатной или иной массе и придадут слоям вид брекчий. От тектонических брекчий их будут отличать пластинчатая форма и разрозненное, беспорядочное распределение обломков. Особые формы залегания осадочных пород Представление о слое как о плите с идеально плоской кровлей и подошвой и с постоянной мощностью правильно лишь в некотором приближении или при линейной интерполяции разрозненных данных при геометризации недр. Но иногда, даже приблизительно, невозможно рассматривать осадочное геологическое тело в виде слоя. Существуют следующие виды неслоистого залегания осадочных горных пород. • В слое могут быть пережимы - участки с уменьшенной толщиной. • Иногда слой быстро выклинивается во все стороны, образуя геологическое тело в виде чечевицы — такое залегание называется линза. У линзы отношение мощности к длине меньше 1:5. Линзовидное выклинивание слоев происходит по разным причинам. • Вытянутое осадочное геологическое тело, обладающее значительной протяженностью в одном направлении, а в другом быстро выклинивающееся, называется шнурком. В тех случаях, когда шнурок извилистый, его иногда называют рукавом. Шнурки и рукава образуются при заполнении осадками долин рек или в условиях течений водных потоков вдоль берегов. • Осадочные геологические тела неправильной формы - языковидные и расщепленные. • Биогермы - постройки, созданные в результате жизнедеятельности живых организмов. Чаше всего это устричные банки, коралловые и водорослевые рифы. В погребенных коралловых рифах сосредоточена значительная часть разведанных запасов углеводородов. • Кинетические дайки - редкие геологические дайкообразные тела, сложенные осадочными породами. Они обычно секут вмещающие породы. Ширина их колеблется от нескольких миллиметров до нескольких метров, а длина и глубина проникновения в земную кору - от нескольких метров до нескольких километров. Часто породы, слагающие пластические дайки более стойкие к выветриванию, чем вмещающие, поэтому на поверхности нередко имеют вид сильно разрушенных стен. Кластические дайки. Кластические дайки (шотл. - стена из камня или дерна) представляют собой вытянутые тела, ограниченные более или менее правильными поверхностями, сложенные осадочными породами и секущие вертикально или под крутыми углами вмещающие их толщи. В большинстве случаев породы, слагающие дайки, более крепкие и меньше подвержены воздействию процессов денудации, чем окружающие их отложения, поэтому дайки на поверхности часто имеют вид сильно разрушенных стен. Классический материал, слагающий дайки, может быть самым разнообразным, но большей частью это песчаники и слабосцементированные пески, битуминозные пески и песчаники, алевролиты. Менее известны случаи, когда материал даек представлен глиной, аргиллитами, известняками, доломитами, каменным углем, бокситами и конгломератами. Породы, вмещающие дайки, по составу также весьма разнообразны. Так, например, кластические дайки встречаются в гранитах и гранитогнейсах, трещины которых заполнены материалом вышележащих осадочных образовании. Они наблюдаются в базальтах и андезитах, а также в песках, доломитах, каменных углях и т. д. Однако наиболее распространены они среди кремнистых (опоковидных, диатомовых) глин и сланцев; это вызвано, по всей вероятности, тем, что кремнистые глины, как малопластичные породы, способны легко раскалываться и давать зияющие трещины, впоследствии заполняющиеся материалом. Возраст пород, в которых встречаются кластические дайки, может быть любым. Дайки отмечаются и в древних гранитах архея, и в отложениях палеозойского, мезозойского и кайнозойского возраста. Подавляющее же большинство пород, вмещающих дайки, относятся к кайнозойским образованиям, несколько меньшее число — к меловым. Кластические дайки имеют различные размеры: как правило, их ширина колеблется от нескольких миллиметров до 3—5 м, обычно от 10 см до 1 м и лишь иногда встречаются крупные, вертикально залегающие песчаные дайки мощностью до 300 м. Длина даек колеблется от нескольких метров до 5—6 км и в исключительных случаях достигает 15 км. Глубина распространения даек от 10—40 м до 1,5 км. По способу образования кластические дайки делятся на две разновидности: инъекционные и нептунические. Инъекционные кластические дайки образуются путем проникновения кластического материала снизу вверх под действием различных сил. Внедрение кластического материала в трещины может происходить на глубине и вблизи поверхности. Преимущественно развиты глубинные дайки. Нептунические кластические дайки образуются на дне моря путем заплывания кластического материала в трещины сверху. Трещины могут располагаться как на глубине, так и на поверхности дна. Заполнение трещин пластическим материалом на глубине происходит под действием сил тяжести, гидростатического давления, давления вышележащих осадков и других причин. Нептунические дайки в поверхностных трещинах встречаются редко и развиты главным образом в четвертичных образованиях. Поверхностные нептунические дайки, образовавшиеся на дне водных бассейнов, подробно описаны А.П. Павловым в Среднем Поволжье. Здесь они сложены песчаниками и прорезают неокомские глины. Мощность их достигает 0,35 м. По заключающейся в песчаниках фауне А.П. Павлов определил их возраст как раннеолигоценовый, что указывает на поступление кластического материала в дайки сверху. Происхождение этих даек он объясняет следующим образом. Трансгрессия раннеолигоцеиового моря покрыла площадь развития отложений нижнего мела. При землетрясениях на дне моря образовались трещины, которые прорезая глины неокома. Песчаные осадки олигоценового моря, содержащие много раковин, быстро заполнили сверху эти трещины. Трещины, способные дать начало нептуническим дайкам, могли образоваться и в процессе усадки глинистых отложений. Подводно-оползневые нарушения. Первичные нарушения залегания осадочных толщ образуются еще во время отложения осадка. Они выражаются в виде разнообразных смятий, имеющих вид спирально закрученных линз и комьев, мелких опрокинутых и лежачих складочек, языков, видных и беспорядочно перепутанных натеков, а местами в виде разрывов. Подавляющее большинство описанных явлений вызывается подводными оползнями, развивающимися при накоплении осадков на наклонных участках дна водоемов. Насыщенный водой илистый или песчаный осадок может течь даже при уклоне поверхности 3°. На более крутых участках дна осадки могут быть сорваны со своего основания, и в местах накопления оползших масс они способны образовать резкие раздувы в мощности. Самые крупные подводные оползни происходят, по-видимому в области континентального склона морских бассейнов, а мелкие часто повторяющиеся оплывины, охватывающие отдельные пpoслои, обычны в дельтах рек. На оползание осадков в пределах больших площадей огромное влияние оказывают землетрясения, особенно подводные. Мощность подвергающегося оползанию осадка колеблется от десятков сантиметров до первых метров. Наиболее подвержены смещению осадки с алевритовой размерностью частиц и известковистые илы. По законам трения нижняя часть смещающегося слоя осадка бывает смята менее причудливо, чем верхняя. Перед отложением следующего слоя оплывшая масса нередко подвергается размыву и выравниванию, и вышележащий слой как бы срезает смятые деформированные породы. Важнейшие последствия, которые могут возникнуть в толщах, затронутых подводными оползнями, сводятся к следующему: увеличению мощности осадков и слоев в более глубоких частях дна, куда смещается оползающая масса; уменьшению мощности осадков и количества слоев в тех участках бассейна, откуда оползают осадки; перекрытию более молодых осадков ранее отложившимися и удваиванию мощности толщ; смещению фаций, в результате которого более мелководные отложения оказываются среди более глубоководных; развитию местных несогласий; возникновению нарушений в слоистости (первичных деформаций); появлению древних Пород среди молодых отложений, что ошибочно может быть легко истолковано как ядро антиклинали или разрыв. Осадочные брекчии или олистостромы образуются в процессе седиментогенеза (карбон вдоль западного склона Урала), характеризуются мощностью отдельных горизонтов до 100 м. Это глинистая бесструктурная масса серого цвета, насыщенная мелкими окатанными или угловатыми обломками известняков, кварцитов, песчаников. Выше и ниже брекчий залегают слои песчаников, аргиллитов и алевролитов с обычной текстурой. Распространены также горизонты с включениями крупных безкорневых глыб более древних пород – олистолитов, диаметром до десятков и сотен метров. Их образование связано с гравитационными процессами. Рифы. Картирование и изучение ископаемых рифов (биогерм) представляет собой сложную задачу. Д.В. Наливкин указывает следующие характерные особенности рифовых массивов: 1. преобладание или большое развитие массивных, неслоистых органогенных известняков; по окраинам массивов и в середине их встречаются слоистые известняки; 2. неправильная конусовидная, холмовидная или выпуклолинзовидная форма; 3. отчетливые, нередко резкие очертания; 4. определенные закономерности в распространении, чаще всего 5. вызывающиеся связью с тектоническими структурами (поднятиями и опусканиями). Размеры и формы рифов разнообразны. Из современных рифов наибольших размеров достигает Большой Барьерный риф Австралии. Это гигантский известняковый массив длиной около 2000 км, шириной 200 км и мощностью не менее 400 м. Ископаемые рифы в предела бывшего СССР широко развиты среди верхнепалеозойских пород в Приуралье, в юрских и меловых отложений Памира, Крыма и Кавказа, миоценовых отложениях Керченского и Таманского полуостровов и в других районах. При картировании рифов помимо решения вопросов об их возрасте и условиях развития необходимо обращать внимание на внутреннее строение рифовых массивов и соотношения рифовых построек с подстилающими, одновозрастными и покрывающимися породами. Склоны ископаемых коралловых рифов нередко отличаются значительной крутизной, достигая 600. Особенно велика эта крутизна в верхней части, в зоне роста кораллов. Обычные наклоны боковых поверхностей современных рифов составляют 8— 17°, а их верх почти плоский. Вседствие этого положение осадков, отлагающихся на склонах рифа, аналогично расположению слоев в антиклинальной складке со срезанным ядром. Рифовые постройки могут подстилаться любыми породами, например глинами, песчаниками. Значительные сложности возникают при выявлении одновозрастных с рифами, но фациально различных образований. Дело в том. что крутые склоны рифовых массивов представляют собой естественные границы в морских бассейнах, разделяющие не только области накопления различных осадков с резкой сменой мощностей одновозрастных толщ, но и области расселения различного органического мира. Нередко терригенные или карбонатно-терригенные породы, накапливающиеся за рифовыми барьерами, у их склонов со стороны открытого моря, не только заключают другой комплекс окаменелостей, но и залегают гипсометрически значительно ниже рифовых известняков, одновременно с ними образовавшихся. Разность в высотах обусловливается величиной склона рифового обрыва. Указанные естественные седиментационные взаимоотношения при невнимательном подходе легко принять за смещение по тектоническим разрывам. Седиментация осадков на рифах или вокруг них, происходящая одновременно или после образования рифов, придает контакту облекающее или прилегающее строение. Более молодые отложения резко оканчиваются у крутых боковых поверхностей рифов, а при обсекании массивов уменьшаются в мощности или выклиниваются. Погребенные рифы в восточных районах Русской платформы в связи с поисками нефтеносных структур уже давно стали объектом применения методов структурной геофизики. Рифы и связанные с ними структуры облекания в перекрывающих их породах обнаруживаются при площадной гравиметрической съемке положительными аномалиями силы тяжести. Более детальное изучение рифовых структур с определением элементов залегания и амплитуд осуществляется сейсморазведкой. Переотложенные континентальные образования (элювий, делювий, пролювий, аллювий). Элювий занимает пониженные участки рельефа вокруг выветриваемого масстива и на его поверхности, часто образуя раздувы, пережатые пласты. Делювий представляет продукты разрушения на склонах или у подошвы, перенесенные по склону атмосферными осадками или талыми водами, образует дклювиальный шлейф. Пролювий представляет отложения предгорий, перенесенные временными водотоками и редко сохраняют первоначальное горизонтальное залегание. Аллювий представляет отложения, формируемые в руслах постоянных и временных водотоков. Делювиальные и элювиальные образования очень редко сохраняются среди осадочных пород. Они почти всегда разрушаются последующими процессами и переходят в аллювиальные и иные отложения. Однако в некоторых случаях в разрезах удается установить погребенные элювиальные и делювиальные образования, имеющие относительно большую мощность и широкое распространение. Особое значение в этом типе пород имеют погребенные элювиальные и делювиальные образования, развитые на интрузивных массивах. В геологической литературе много примеров «постепенного» перехода гранитов в песчаники. При этом «в гранитах» возникает определенная ориентировка в расположении отдельных минералов: в первую очередь откладываются слюды, а затем происходит сортировка зерен по крупности и, наконец, появляется слоистость, свойственная песчаникам. Внимательное изучение подобных примеров показало, что в условиях интенсивного выветривания на поверхности гранитов накапливалась мощная толща элювия и делювия, верхние горизонты которой при опускании всей территории и трансгрессии моря были перемыты и дали начало слоистым песчаникам, состоящим из тех же самых минералов, что и граниты. Такие взаимоотношения, например, между среднедевонскими гранитами и песчаниковыми красноцветными толщами среднего и верхнего девона широко распространены в Центральном Казахстане. Мощность погребенного элювия и делювия достигает здесь 60 м и более. Нижние горизонты их внешне ничем не отличимы от гранитов. Они имеют тот же состав, цвет и форму отдельности, и лишь местами в них встречаются более крупные угловатые обломки гранита, не распавшиеся на отдельные минеральные зерна, или едва заметная сортировка отдельных минералов по крупности зерен. В ряде случаев погребенный элювий и делювий с брекчиевидным строением ошибочно принимался за тектонические брекчии и на этом основании на картах рисовались надвиги и покровы, иногда с большими горизонтальными перемещениями. Изгибы слоев на склонах под влиянием силы тяжести. На крутых склонах нередко наблюдаются изгибы слоев вниз по склону, образующиеся под влиянием силы тяжести пород. Рис. Различные случаи изгиба слоев вниз по склону под влиянием силы тяжести (а, б). На правом примере (в) указана канава, пройденная на недостаточную глубину и дающая неверное представление об истинном залегании пород Изгибы слоев особенно большой интенсивности наблюдаются в мягких, легко поддающихся разрушению породах, обнажающихся на крутых склонах. В таких условиях могут возникать ложные нормальные и опрокинутые складки, которые легко принять за настоящие и составить неверные представления о тектонике. Особое внимание должно уделяться изучению канав, пройденных среди делювиальных отложений. При этом следует учитывать возможность изгиба пластов вниз по склону, чтобы не принять «ложное падение» за истинное. Изгиб пластов по склону может достигать нескольких метров в глубину и иметь широкое площадное распространение.
