Анализ фаций и мощностей. Объемный метод

💸 Как сделать бизнес проще, а карман толще?

Тот, кто работает в сфере услуг, знает — без ведения записи клиентов никуда. Мало того, что нужно видеть свое раписание, но и напоминать клиентам о визитах тоже. Проблема в том, что средняя цена по рынку за такой сервис — 800 руб/мес или почти 15 000 руб за год. И это минимальный функционал. Нашли самый бюджетный и оптимальный вариант: сервис VisitTime.
⚡️ Для новых пользователей первый месяц бесплатно. А далее 290 руб/мес, это в 3 раза дешевле аналогов. За эту цену доступен весь функционал: напоминание о визитах, чаевые, предоплаты, общение с клиентами, переносы записей и так далее.
✅ Уйма гибких настроек, которые помогут вам зарабатывать больше и забыть про чувство «что-то мне нужно было сделать».
Сомневаетесь? нажмите на текст, запустите чат-бота и убедитесь во всем сами!

Анализ фаций. Под фациями понимают определенные типы осадочных пород, возникшие в определенных физико-географических условиях, например русловые пески, озерные известняки, прибрежные галечники и т.п. Иногда ограничиваются выделением литологических разностей пород независимо от их генезиса; они именуются литофациями. Анализ фаций широко применяется в палеогеографии, но имеет существенное значение и для палеотектоники, особенно в сочетании с анализом мощностей.

Как отмечалось в гл. 1, анализ фаций применим в двух аспектах — пространственном, когда изучается распределение фаций по площади для строго ограниченного стратиграфического интервала, и временном, когда исследуется смена фаций во времени в пределах ограниченного района, часто даже точки, где расположен обнаженный разрез или пробурена скважина. Большое значение для анализа фаций в последнее время приобрели данные сейсмостратиграфии, по которым выявляются фациальные изменения как в латеральном, так и в вертикальном направлениях.

Анализ распределения фаций по площади проводится с помощью специальных карт. Карты эти составляются по данным изучения разрезов как в естественных обнажениях, так и в буровых скважинах и, как только что отмечалось, на сейсмостратиграфических профилях. Наиболее обычный стратиграфический интервал — ярус, подъярус, реже более мелкие (микропалеонтологическая зона, горизонт, слой) или более крупные (отдел, система) подразделения. Примером мелкомасштабных карт фаций (и мощностей) могут служить карты «Атласа литолого-палеогеографических карт СССР» масштаба 1: 7 500 000, изданного в 1967 - 1969 гг. Карты эти названы литолого-палеогеографическими, ибо в них использованы две системы параллельных обозначений: литология показана штриховыми знаками, физико-географические условия — цветом. Подобные атласы изданы для США и Китая. На картах этих атласов еще не учитывались относительные горизонтальные перемещения, которые привели к совмещению фаций, ранее отложенных на том или ином расстоянии друг от друга, а в других случаях — к разъединению фаций, накопившихся по соседству друг с другом. Поэтому подобные карты сохраняют свое значение лишь для континентальных платформ и бывших пассивных окраин континентов. Примером атласа литолого-палеогеографических карт, составленного уже с учетом таких перемещений, может служить «Геологический атлас Центральной и Западной Европы, изданный П.А. Циглером в 1982 г. О методике построения подобных карт речь пойдет ниже.

Интерпретация карт фаций включает лрежде всего выделение областей накопления осадков данного стратиграфического интервала и их отсутствия. Естественно, что области накопления осадков, если только речь не идет о субаэральных образованиях, допжны рассматриваться как области тектонического опускания — абсолютного, если речь идет о нормальных морских осадках, или, возможно, относительного, если речь идет о субаквальных осадках ненормальной солености или озерного и аллювиально-озерного происхождения. В областях отсутствия осадков требуется выяснить, является ли это отсутствие первичным, т.е. данная область была в это время областью сноса и, следовательно, тектонического поднятия, или вторичным, результатом последующего размыва. Решить этот вопрос можно, анализируя фациальный состав осадков, обрамляющих область их отсутствия, и выясняя, есть ли в Этом составе признаки сноса именно с этой области. Здесь в помощь таким макроскопическим признакам, как присутствие гальки или менее крупных обломков пород, сходных со слагающими эту область, может быть использовано присутствие характерных для нее минералов, в частности минералов метаморфических пород.

Признаками, указывающими на положение области сноса, являются также ориентировка косых слойков, струйчатых гиероглифов — слепков борозд подводного размыва и течения и особенно наклона клиноформ, отчетливо выступающих на сейсмостратиграфических профилях. Очень ценные данные доставляет изучение олистолитов — крупных глыб в олистостромах — продуктах оползания и обрушения берегов. Естественно, что отсутствие подобных признаков свидетельствует в пользу допущения последующего размыва.

Изучение состава (и мощности) осадков, обрамляющих область заведомого поднятия и размыва рассматриваемого геохронологического интервала, дает косвенные свидетельства интенсивности этого поднятия. Вполне очевидно, что чем грубее отложения, окаймляющие древнюю сушу, чем шире занимаемая ими полоса и чем больше мощность грубо- и крупнообломочных образований, тем интенсивнее были восходящие движения суши.

Анализ распределения фаций в области накопления осадков служит источником материала и для других выводов. В принципе, чем более глубоководны осадки, тем больше была интенсивность тектонического погружения. Но судить об этом по составу осадков, как показывают современные данные, надо с большой осторожностью. Обычная схема изменения состава осадков от берега вглубь бассейна: галечник→ гравий→ песок→ алеврит→ глина→ мергель→ известняк→ кремнистая порода — далеко не всегда выдерживается. У низких берегов грубообломочные осадки могут не отлагаться, и непосредственно у берега могут накапливаться пески, алевриты, глины и даже известняки-ракушечники; последнее характерно для областей аридного климата, например восточного побережья Каспийского моря, или для побережий, сложенных известняками; в последнем случае отлагаются обломочные известняки.

Деятельность приливно-отливных или вдольбереговых течений обусловливает накопление песков, а иногда и галечников не непосредственно у берега, а на определенном удалении от него, мористее глинистых осадков. Мутьевые потоки выносят песчаный или гравийный материал на большие глубины, вплоть до ложа океанов; их отложения обладают характерной градационной текстурой и называются турбидитами (англ. turbidity current — мутьевой поток). Присутствие турбидитов указывает на то, что бассейн имел значительную глубину, а его склоны отличались заметным уклоном. Вдоль подножий континентальных склонов действуют контурные течения, которые разносят обломочный материал, доставляемый мутьевыми потоками, в направлении, параллельном склону и берегу с образованием контуритов, также обладающих характерной тонкокосослойчатой текстурой. Вдоль североамериканской окраины Атлантики контурными течениями созданы крупные песчаные тела.

Наиболее резкая фациальная дифференциация отмечается при блоковом расчленении подводных окраин континентов — на поднятых блоках образуются рифовые массивы большой мощности, сопровождаемые по краям склоновыми брекчиями, в пределах опущенных блоков отлагаются глубоководные и маломощные слоистые известняки, мергели, глины, радиоляриты (триас Альп, Памира, пермь Предуральского прогиба, Западно-Техасского бассейна и др.). Для участков дна бассейна, испытывающих относительное поднятие, характерны еще горизонты конденсации осадков с накоплением галечников, концентрацией фосфоритовых конкреций и смешанной фауной нескольких смежных стратиграфических горизонтов. Такие образования носят название хардграунд (англ. hard ground — твердая почва), а их грубообломочные разности — апикальные (лат. apex — вершина) конгломераты (Б.А. Соколов).

Рост складок влияет на распределение фации и в континентальных или паралических бассейнах: в первых угли более характерны для синклиналей, во вторых — для антиклиналей.

Рис. 9.1. Тектоническая приуроченность верхнеюрского барьерного рифа к краю флишевого бассейна в западной части Большого Кавказа (фациальный профиль). Внизу — один из массивов этого барьерного рифа и его соотношения со слоистыми известняками. По В.Е. Хаину, М.Г. Ломизе (1961):
1 — рифовые массивы; 2 — слоистые известняки (мелководные фации), 3 — известняковые брекчии (фация склонов и подножия рифов); 4 — флиш; 5 — лагунные песчано-глинистые отложения, в том числе гипсоносные; 6 — конгломераты; 7 — доверхнеюрские образования; 8 — конседиментационные разломы

Особые типы отложений характерны для флексурно-разломных зон. К ним относятся, в частности, барьерные рифы, приуроченные, как правило, к зонам перегиба от шельфа к континентальному склону, где возникают особенно благоприятные условия для их развития (удаленность от берега, обеспечивающая чистоту воды; малая глубина; относительно быстрое опускание) (рис. 9.1). Также весьма примечательны олистостромы — подводно-оползневые или обвальные отложения с глыбами твердых пород — олистолитами или их пластинами — олистоплаками в глинисто-алевритовом заполнителе (матриксе). Они образуются в зонах активных разломов по периферии глубоководных бассейнов и во фронтальных частях движущихся шарьяжей.

О тектоническом режиме в областях древней суши позволяют судить ископаемые коры выветривания. Мощные коры могут возникнуть лишь в условиях длительного сохранения восходящих движений относительно небольшой интенсивности.

Различия в скорости погружения дна бассейна не только определяют степень площадной дифференцированности, ширину отдельных фациальных зон, но и отражаются на всем облике формирующихся отложений, степени их диа- и катагенетических менений. Быстрое погружение дна бассейна обеспечивает быстрое захоронение осадков при сравнительно недалеком переносе. Результатом является их слабая отсортированность, сохранение даже малоустойчивых минеральных видов и, в итоге, аркозовый или граувакковый характер песчаных образований. Отложения обогащаются органическим веществом, не успевшим разложиться на поверхности дна и оказывающим восстановительное действие на железосодержащие минералы с образованием сульфидов и карбонатов железа, придающих породам темную окраску. Длительное интенсивное погружение ведет в конечном счете к глубоким генетическим изменениям пород, вплоть до метагенеза с появлением хлорита и мусковита. Напротив, при медленном погружении дна бассейна осадки вследствие длительного перемыва оказываются гранулометрически однородными, хорошо отсортированными, лишенными малостойких минералов и обогащенными кварцем, вплоть до образования чисто кварцевых песков и алевритов, а также наиболее устойчивыми тяжелыми минералами — цирконом, гранатами, рутилом, дистеном и др. Органическое вещество разрушается, а неустойчивые минералы подвергаются химическому изменению, в частности окислению, — образуются глауконит, закисные и окисные соединения железа, придающие породам зеленый или красный цвет.

Рис.9.2 Правосторонний сдвиг фациальных зон девона (живетского и франского ярусов) по пересекающему их Таласо-Ферганскому разлому, Тянь-Шань. По В. С. Буртману (1963), упрощено:
1-З — фациальные зоны; 4 — область денудации; 5 — сдвиг; 6 — надвиг

Рис.9.3 Схема покровного строения юго-восточной части Новороссийского синклинория на Большом Кавказе (А) и палинспастическая реконструкция для этапа седиментации (Б), по Ч.Б. Борукаеву (1970), упрощено:
1 — 5 — главные надвиги, соответствующие границам структурно-фациальных зон; а, б, в, г, д, е — структурно-фациальные комплексы поздней юры — палеогена; ж — главные надвиги (зубцы — в направлении аллохтона); з — приблизительное положение границ между структурно-фациальными зонами; и — векторы минимального смещения на этапе регионального сжатия

Рис.9.4. Палинспастический профиль Сакмарской зоны Урала для силурийского времени:
I, II — последовательная реконструкция с учетом двух этапов шарьирования; III — восстановленный латеральный ряд фациальных комплексов (а, б, в, г), вне масштаба. По С.В. Руженцеву (1976), упрощено 1 — аргиллиты, алевролиты, песчаники; 2 — яшмы, туфосилициты; 3 — олистостромы; 4 — спилиты, диабазы; 5 — горизонты кремней; 6 — туфы и туффиты; 7 — вулканиты и экструзии кислого состава

Карты фаций могут использоваться также для определения величины горизонтальных смещений по сдвигам. Эта величина соответствует расстоянию между однотипными (изопическими) фациальными зонами, ныне разобщенными данным сдвигом. Примером может служить определение смещения по Таласо-Ферганскому сдвигу в Тянь-Шане (рис. 9.2). В случае другого крупного сдвига — Сан-Андреас в Калифорнии — для этой же цели использовано расположение миоценовых конгломератов и гранитного массива, служившего источником материала для их образования.

Анализ фаций помогает также определить амплитуду смещении по крупным надвигам — шарьяжам. Так, зоной «корней» известняковых покровов северного склона Восточных Альп считается зона развития сходных фаций триаса — неокома к югу от Инсубрийского (Периадриатического) разлома, между которыми развиты существенно иные фации; соответственно амплитуда перемещения этих шарьяжей оценивается минимум в 150 км.

Палинспастические реконструкции. В горных сооружениях шарьяжного строения, т.е. представляющих нагромождение надвинутых друг на друга тектонических пластин, для восстановления первичного расположения осадков в бассейне необходимо построение карт специального типа, получивших название палинспастических ¹ (Дж.М. Кэй). Методика таких реконструкций излагалась Ч.Б. Борукаевым, С.В. Руженцевым, А.А. Беловым, О.А. Щербаковым, В.В. Юдиным. Принцип их заключается в раздвижении надвиговых пластин в направлении, обратном перемещению при надвигании, т.е. перпендикулярно простиранию надвигов, и их расположении рядом друг с другом (рис. 9.3). При этом желательно переместить пластины в область их «корней», если последние известны, что бывает, однако, не часто. Желательно также произвести распрямление складок в пределах пластин, что может привести к увеличению их ширины до 20—25%, но это практически необходимо лишь при относительно крупномасштабных реконструкциях 1: 200 000 и крупнее). Затем составляются карты фаций, участвующих в строении надвиговых пластин отложений. Для этого необходимо произвести увязку фациальных зон, прослеживаемых в смежных пластинах, которую начинают с наиболее характерных фаций, например, рифовых, русловых и других, обладающих линейностью распространения. Учитывают нормальную последовательность смены палеогеографических обстановок вкрест простирания пассивных и активных континентальных окраин (шельф — континентальный склон — континентальное подножие — абиссаль — островная дуга — желоб), а также линейность соответствующих зон.

Проведение палинспастических реконструкций становится еще более сложным, если кроме перемещений по надвигам регион испытал и перемещение по сдвигам, т.е. отдельные пластины перемещались непараллельно самим себе. В подобной ситуации пластины (которые рекомендуется вырезать из ватмана или пластика) следует перемещать в направлениях, обратных предполагаемым смещениям, до совпадения геологических границ в пределах смежных пластин (метод аппликаций, по О.А. Щербакову). Другой метод (метод сдвижек) заключается в перемещении чистого листа кальки с последовательной фиксацией на нем первичного положения этих пластин.

Ценным дополнением к палинспастическим картам служат палинспастические профили, подобные построенным С.В. Руженцевым для Южного Урала (рис. 9.4).

Крупномасштабные горизонтальные перемещения могут быть установлены с помощью палеомагнетизма, но об этом подробнее будет сказано в конце данной главы.

Еще один аспект фациального анализа — анализ смены фации по вертикали, т.е. во времени по разрезу, изученному в обнажениях или скважинах. Считается, что изменение характера осадков от континентальных к мелководно- и глубоководно-морским или наоборот свидетельствует об углублении или обмелении (осушении) бассейна и тем самым об усилении или ослаблении прогибания его дча. Однако последний вывод не может считаться обязательным, ибо трансгрессии и регрессии являются в большинстве случаев следствием эвстатических колебаний уровня Мирового океана. Доказательством этого служит их проявление независимо от структурной дифференциации — расположения поднятий и прогибов. Лишь в случае их относительно локального проявления (регрессия на поднятиях, трансгрессии во впадинах) или в случае замкнутых, внутриматериковых бассейнов смену фаций можно интерпретировать как непосредственное отражение изменения знака и (или) скорости вертикальных движений.

Особую осторожность следует проявлять при интерпретации перерывов в осадконакоплении, ранее обычно рассматривавшихся как свидетельство поднятия данного участка выше уровня моря и его последующего опускания. В толще мелководных, шельфовых и склоновых осадков такие перерывы могут быть связаны со сползанием пакетов осадков вниз по континентальному склону, а среди глубоководных осадков — действием течений или следствием неотложения в результате растворения карбонатного материала. Подобные явления отмечены в очень многих скважинах глубоководного бурения.

1 Ритмичность — более узкое понятие, чем цикличность, ибо предполагает равную длительность накопления одинаковых последовательностей пород. Но есть основания считать, что циклы действительно имеют равную продолжительность.

Цикличность осадконакопления. Характерной особенностью строения многих, если не всех осадочных толщ (формаций), служит одинаковая повторяемость в их разрезе определенной последовательности пород (фаций), получившая название цикличности или ритмичности ¹. Отдельные пачки пород, обнаруживающих такую последовательность, называются циклотемами, или циклитами; они обычно разделены следами перерыва в накоплении осадков и размыва подстилающих отложений, что обусловливает неполноту циклитов. Последние могут быть симметричными, если в их верхней половине последовательность слоев повторяется в обратном порядке, или асимметричными, если такого повторения не наблюдается. Соответственно в асимметричных циклитах мы наблюдаем только трансгрессивную последовательность осадков — от более мелководных или (и) более грубых к более глубоководным или (и) более тонким, а в симметричных трансгрессивная последовательность плавно сменяется регрессивной.

Мощность и длительность циклов осадконакопления различны в разных формациях, например мелкая цикличность характерна для флиша, более крупная — для молассы. Но в одной и той же формации наряду с господствующим порядком цикличности обычно наблюдается более долгопериодическая цикличность, причем циклы меньшей длительности выступают в качестве составных элементов циклов большей длительности (рис. 9.5). Продолжительность перерывов между циклитами, а также степень выраженности несогласий на их границах пропорциональны порядку циклов. Вместе с тем чем крупнее циклиты, тем симметричнее они построены, т.е. в них полнее представлена регрессивная последовательность осадков.

Каковы же причины цикличности разных порядков и какова среди них роль тектонического фактора? Проявлением наиболее короткопериодической цикличности служат ленточная слоистость озерных глин покровно-ледниковой формации и годичная слоистость соленосных толщ, обязанные своим возникновением смене времен года и дающие возможность определить абсолютную продолжительность накопления соответствующих толщ. Можно полагать, что следующие 2—3 порядка цикличности с периодичностью в десятки и сотни лет связаны с климатическими изменениями, с циклами солнечной активности. Начиная с цикличности флишевых формаций периодичностью в тысячи лет в действие вступает тектонический фактор. Но колебания тектонической активности Земли могут находиться в резонансной связи с периодичностью космических явлений. Флишевая цикличность связана с мутьевыми потоками, которые могут быть обусловлены накоплением на шельфе «критического объема» обломочного материала, обусловливающим его последующий срыв и образование мутьевого потока. Определенную, а по мнению некоторых исследователей (Ф. Р. Лихт) решающую, роль могут играть эвстатические колебания уровня океана. Но скорее всего роль «спускового крючка» тут принадлежит землетрясениям, в проявлении которых, как и вулканической деятельности, все больше обнаруживается эпизодичность.

Рис. 9.5. Соотношение ритмов I—VI порядка в молассовой ябаганской свите ордовика, Горный Алтай (по И.А. Вылцану, упрощено):
1 — песчаники; 2 — песчанистые алевролиты и алевролиты; 3 — глинистые алевролиты; 4 — контакты с размывом

Еще больше оснований связывать с периодическим оживлением и затуханием тектонической активности цикличность обломочных молассовых формаций, которой синхронно образование морских и речных террас. Но цикличность паралических угленосных формаций, накапливающихся на прибрежных аллювиально-озерных равнинах, периодически заливаемых морем, обязана, очевидно, эвстатическим колебаниям уровня моря. Последние, в свою очередь, могут быть обусловлены изменением емкости океанских впадин, имеющим тектоническую природу, а именно связанным с изменением скорости роста, рельефа и объема срединно-океанских хребтов. Наиболее долгопериодическая цикличность осадконакопления в десятки и сотни миллионов лет уже непосредственно увязывается с тектонической цикличностью, проявленной в развитии крупных структурных элементов земной коры — подвижных поясов, платформ и выраженной в повторении формацнонных рядов.

Таким образом, цикличность осадконакопления определяется периодическими изменениями климата, уровня Мирового океана, тектонической активности, воздействия физических полей околоземного космоса, но все они могут оказаться взаимосвязанными.

Анализ мощностей. Анализ распределения мощностей осадочных и вулканогенных толщ — один из важнейших методов палеотектонического анализа. Он проводится на основе составления карт линий равных мощностей, или изопах (изопахит); такие карты обычно совмещаются с картами фаций, исходным материалом служат разрезы в естественных обнажениях или скважинах. В нашей стране первые карты изопах были составлены В.В. Белоусовым, который и дал теоретическое обоснование данного метода. Позднее В.Е. Хаин, а также А.Л. Яншин и Р.Г. Гарецкий пересмотрели некоторые выводы В.В. Белоусова.

В отличие от метода анализа фаций анализ мощностей позволяет дать в определенных условиях не только качественную, но и количественную оценку вертикальных движений. В мелководных, эпиконтинентальных морях и на шельфах подводных окраин континентов мощность осадков соответствует размеру тектонического погружения дна бассейнов. Объясняется это деятельностью волн, которая препятствует накоплению осадков выше определенного уровня — профиля равновесия. По достижении поверхностью осадков профиля равновесия их дальнейшее накопление невозможно без опускания дна бассейна, создающего дополнительное пространство возможного осадконакопления. Благодаря этому тектоническое погружение становится регулятором и мерой мощности осадков. Именно такое погружение создает возможность накопления столь мощных сугубо мелководных отложений, как угленосная толща карбона Донецкого бассейна (около 12 км) или нефтеносная продуктивная толща плиоцена Апшеронского полуострова (до 5 км).

Под действием описанного механизма в мелководных морях максимальная мощность отложений приурочена к их центральным частям, а в глубоководных, так называемых котловинных морях типа Черного или Японского, а также в океанах — к их периферии, точнее к континентальному подножию (рис. 9.6). Увеличение поступления обломочного материала приводит к наращиванию шельфа и его продвижению — проградации — в глубь бассейна. Это явление прекрасно выражено на сейсмостратиграфических профилях в виде клиноформ, в частности в неокоме Западной Сибири и олигоцен-миоцене Восточного Предкавказья. В центральных частях глубоководных бассейнов и особенно в открытом океане погружение опережает поступление с суши обломочного материала, это некомпенсированное погружение. Его признаком в разрезах древних бассейнов служит смена вверх по разрезу мелководных отложений все более глубоководными.

Рис. 9.6. Схема распределения мошностей A - в шельфовых морях; Б - в котловинных морях; В — в узких трогах с продольными течениями (течение направлено перпендикулярно рисунку)

Обратное явление наблюдается в замкнутых или полузамкнутых эпиконтинентальных бассейнах. Здесь, особенно в заключительные фазы их развития, темп поступления обломочного материала превосходит скорость тектонического погружения и он накапливается уже выше профиля равновесия; наступает избыточная компенсация, или перекомпенсация погружения накоплением. Ее признаком является смена вверх по разрезу более глубоководных отложений все более мелководными и, наконец, континентальными, что типично, в частности, для предгорных и межгорных прогибов.

Свидетельством точной компенсации погружения осадконакоплением служит однопородный состав разреза, например мощные толщи песчаников или известняков либо переслаивание по всему разрезу нескольких близких по глубине отложения типов осадков (такое переслаивание связано с колебаниями уровня водоема). Косвенным доказательством соблюдения равновесия между погружением и осадконакоплением служит также сходство и даже тождество распределения мощностей разновозрастных осадков одного и того же прогиба, например палеозоя и мезозоя в Московской синеклизе с максимумом в центре впадины.

В условиях компенсированного погружения мощность осадков достаточно хорошо, нередко в пределах нескольких метров, соответствует размеру тектонического опускания. Такие условия характерны для платформенных областей, где глубины моря редко превышают 50 м, для внешних зон геосинклиналей (миогеосинклиналей), отвечавших шельфу континентальных окраин, срединных массивов (микроконтинентов) и для определенных, обычно средних, стадий развития передовых и межгорных прогибов орогенов. Таким образом, диапазон применимости метода анализа мощностей без каких-либо поправок достаточно велик, но считать универсальным его нельзя. Если на платформах лишь временами и местами, например в позднем девоне Волго-Уральской области (доманик) или в поздней юре Западной Сибири (баженовская свита), наблюдалось некомпенсированное погружение, то в передовых прогибах оно было более частым явлением (ранняя пермь Предуральского прогиба, олигоцен — ранний миоцен Предкавказья и др.).

При благоприятных условиях можно оценить и размер отставания накопления осадков от погружения, истинный размер последнего и глубину бассейна. Показателен пример сакмарско-артинских (P₁) отложений Предуральского прогиба. На западном его борту в это время развивались крупные рифовые массивы — звенья барьерного рифа мощностью до 1000 м и более, на восточном — мелководные обломочные образования близкой мощности, а в осевой полосе — глубоководные глинистые известняки и глины с прослоями спонголитов мощностью всего 200 м. Очевидно, в зоне рифов глубина оставалась неизменной и, следовательно, погружение было компенсированным и составило 1000 м. В осевой зоне, прогиба оно не могло быть меньше, а должно было быть больше, т.е. более 1000м; из них только 200м было компенсировано осадконакоплением, т.е. глубина бассейна была не менее 800 м. Аналогичные возможности вычисления палеоглубины бассейна представляет изучение клиноформных образований. Достаточно очевидно, что их верхняя поверхность должна соответствовать поверхности шельфа, а нижняя, т.е. подошва, — поверхности дна бассейна. В таком случае мощность комплекса клиноформных осадков, измеренная по вертикали, примерно равна глубине бассейна. Для Западно-Сибирского бассейна в конце юры — начале мела она должна была составлять около 300 м.

Таким образом, величина тектонического погружения в осевой, глубоководной части бассейна всегда должна была превосходить мощность мелководных осадков на его периферии. Если бы можно было во всех случаях точно определить начальную и конечную глубину бассейна по характеру осадков, истинный размер погружения было бы легко вычислить по формуле x=h+(p₂—p₁), где h — мощность, p₁ — начальная и p₂ — конечная глубина бассейна. Аналогичная формула в случае избыточной компенсации x=h—(p₁—p₂). К сожалению, точное определение палеоглубин бассейнов остается нерешенной задачей, особенно для больших глубин. Косвенными показателями являются: 1) состав и текстура осадочных пород; 2) состав минеральных новообразований (доломиты, фосфориты, глауконит и др.); 3) органические остатки. Минимальная оценка глубины бассейна возможна с учетом расстояния, на которое оказались перемещены олистолиты, принимая минимальный уклон, необходимый для этого, в 1—1, 5°.

В бассейнах ограниченных размеров и особенно полузамкнутых недокомпенсация погружения накоплением нередко оказывается кратковременной. В приведенном примере Предуральского прогиба полная компенсация наступила уже в кунгурский век, когда образовавшееся пространство возможного осадконакопления было быстро заполнено толщей солей. В этих случаях суммарная мощность относительно крупных стратиграфических интервалов достаточно хорошо соответствует размеру тектонического погружения, в то время как для более узких интервалов наблюдаются существенные отклонения.

В условиях, когда морская трансгрессия (ингрессия) затопляет сильно расчлененный эрозионный рельеф, становится возможным пассивное заполнение осадками впадин этого рельефа, без тектонического прогибания, еще до выработки профиля равновесия. Ясно, что по мощности этих осадков нельзя судить о размере прогибания. В таких случаях избыток мощности осадков, выполняющих углубления древнего рельефа, против мощности на его выступах в точности соответствует размытой мощности подстилающих отложений, если подошва свиты, подвергшаяся размыву, параллельна кровле свиты, выполняющей углубления, а мощность осадков между этими двумя уровнями остается постоянной или испытывает лишь региональные изменения.

Несколько особый случай представляют крупные впадины, на какое-то время вследствие интенсивных поднятий по их периферии изолированные от Мирового океана и расположенные в зоне аридного климата. Хорошо изученными (бурением и сейсмостратиграфией) примерами являются Средиземноморский бассейн в позднем миоцене — мессинии, Прикаспийская впадина в конце ранней перми — в кунгуре и Южный Каспий в раннем плиоцене. В этих бассейнах в условиях изоляции и интенсивного испарения происходило резкое понижение уровня воды, соли достигали высокой концентрации, начиналась садка эвапоритов, накапливались их мощные толщи и, наконец, могло наступить даже полное осушение, пока морские воды не прорывались снова в эти бассейны. Свидетельством значительного понижения уровня воды в этих бассейнах служит переуглубление долин впадавших в них рек — в Средиземном море Нила, Роны и других до 1, 5 км, в Каспии — Волги, Амударьи и других до 500 м. Эти реки могли создавать при своем впадении в усыхающие водоемы крупные дельты, пример — плиоценовая дельта Волги в районе Апшеронского полуострова, где с ней связана «продуктивная толща», известная богатой нефтеносностью.

1 Залежи нефти и газа обычно приурочены к поднятиям, сформированным до главной фазы нефтегазообразования.

Подобно анализу фаций анализ мощностей может применяться в региональном и детальном плане. Детальный анализ используется для установления времени зарождения и истории развития локальных поднятий, что очень важно для поисков залежей нефти и газа¹. Активные локальные поднятия проявляются уменьшением мощностей, выражаясь на дне бассейна возвышенностями.

Определенные трудности при применении анализа мощностей создают их вторичные изменения, связанные с разными причинами: 1) уплотнением осадков под влиянием веса вышележащих отложений; 2) изменением мощности при складкообразовании; 3) последующим размывом отложений.

Уплотнение затрагивает в основном пелитовые и алевритовые осадки и идет наиболее быстрым темпом сразу за осадкообразованием, пока еще не закончилось накопление отложений данного стратиграфического интервала. А это значит, что оно тут же компенсируется дальнейшим осадконакоплением. Тем не менее уплотнение, особенно глин, продолжается и позднее и при детальном анализе мощностей с ним приходится считаться, ибо в некоторых случаях разница между первоначальной и наблюдаемой мощностью может достигать 35—50%. Во избежание связанных с недоучетом этого явления ошибок рекомендуется пользоваться специальной таблицей изменения мощности глинистых пачек с глубиной, составленной И.И. Нестеровым.

Перераспределение мощностей при складкообразовании также наблюдается в основном в глинистых и соленосных толщах. Оно выражается, в частности, в нагнетании солей и глин в ядра диапировых складок, где их мощность оказывается значительно большей, чем первичная, в противоположность синклиналям, откуда материал выжимается. Изменения настолько велики, что делают практически невозможным детальный анализ мощностей; с трудом удается вычислить среднюю первичную мощность толщи. Перераспределение мощностей происходит и при формировании многих линейных складок: мощность увеличивается в замках и уменьшается на крыльях; поэтому лучше брать средние значения. В случае интенсивно складчатых толщ, типа сланцевой юры Кавказа или «блестящих сланцев» Альп, к оценке мощностей следует подходить осторожно, а для глубокометаморфизованных образований такие оценки вызывают большие сомнения.

Влияние последующего размыва отложений на правильность выводов из анализа мощностей во многом зависит от того, когда наступил этот размыв: вскоре после отложения осадков, при сохранении того же структурного плана, или намного позже, когда этот план существенно изменился и, например, на месте прогибов могли возникнуть поднятия.

Ранневторичный размыв не вносит больших искажений в картину распределения мощностей осадков. Более того, этот размыв лишь подчеркивает расположение поднятий, региональных и локальных, уменьшая, иногда до нуля, мощность осадков на участках первично малых мощностей. Поздневторичный размыв, напротив, нередко приводит к существенному искажению первичного структурного плана, вплоть до уничтожения отложений на участках их первоначального максимального накопления вследствие обращения (инверсии) знака вертикальных движений. Чтобы решить, обязана ли данная зона современного отсутствия отложений того или иного возраста тому, что эта зона была в это время областью размыва, или тому, что эти отложения были размыты в более позднее время, следует привлечь распределение фаций. В первом случае должно наблюдаться концентрическое окаймление рассматриваемой зоны сначала более грубыми, затем более тонкими осадками, во втором случае может иметь место несогласное наложение зоны нулевых мощностей на фациальную зональность и полное отсутствие признаков сноса обломочного материала со стороны этой зоны. Точно так же комплексный анализ фаций и мощностей необходим для решения и другого вопроса: отвечает ли данный минимум мощностей на карте изопах участку относительного поднятия или, наоборот, максимального погружения, некомпенсированного осадконакоплением. Очевидно, в первом случае к этому участку должны быть приурочены более мелководные отложения, во втором — более глубоководные по сравнению co смежными участками.

Суммируя максимальные мощности отложений более узких геохронологических интервалов для получения суммарной мощности более крупного интервала, следует соблюдать большую осторожность, особенно в условиях линейных прогибов подвижных поясов. Дело в том, что во времени происходит систематическое смещение депоцентров — участков максимальных мощностей и максимальным мощностям одних стратиграфических подразделений далеко не обязательно должны соответствовать максимумы мощностей ниже- и вышележащих отложений.

Производными от карт мощностей (изопахит) являются карты равных скоростей погружения, или изотах, а «вторую производную» составляют карты градиентов этих скоростей. Скорости погружения и их градиенты служат важным диагностическим признаком, важной характеристикой тектонического режима крупных структурных элементов земной коры.

Подобно тому как анализ фаций может применяться не только в площадном, но и во временном аспекте, анализ мощностей также может выражаться в составлении графика изменения мощностей накопленных осадков в последовательные интервалы геологического времени, например отвечающие ярусам, подъярусам и т.д. В форме графиков могут откладываться мощности или производные от их деления на продолжительность соответствующих геохронологических интервалов, т.е. скорости осадконакопления, или могут строиться кривые нарастания мощностей, а следовательно, и погружений со временем. При этом могут вноситься поправки на уплотнение осадков под весом вышележащих отложений.

Скорости осадконакопления являются важными показателями тектонического режима, в частности характерного для платформ, подвижных поясов, орогенов, океанов. Они широко используются геологами-нефтяниками для определения потенциальных возможностей осадочного выполнения нефтегазоносных бассейнов, а также для определения степени зрелости нефтематеринских толщ.

Впервые построение кривых скоростей накопления осадков и, следовательно, погружений было предложено немецким геологом С. Бубновым, в честь которого единицу такой скорости, измеряемую одним миллиметром в тысячу лет или метром в миллион лет, именуют одним бубновым (БН).

Объемный метод. В дополнение к анализу фаций и мощностей А.Б. Роновым (1949) был разработан объемный метод изучения вертикальных движений. Этот метод предусматривает:

Вычисление перечисленных показателей может значительно дополнить обычный качественный палеотектонический анализ. Так, определение среднего размера погружения дает надежный критерий для оценки относительной интенсивности движений различных гесструктурных зон в течение одной эпохи или одной и той же зоны в разные геологические эпохи. В первом случае оно позволяет отвлечься от неравенства площадей отдельных зон, а во втором — от влияния эвстатических колебаний уровня океана, изменяющих площадь осадконакопления. Сами эти колебания могут быть объективно выявлены путем сравнения изменения площадей накопления в различных зонах и в различные промежутки времени. Вычисление средней скорости погружения или подкятия позволяет устранить влияние неравенства продолжительности различных геологических веков, эпох, периодов.