Связь фаций со складчатыми и разрывными структурами

Связь между фациями и тектоническими структурами проявляется по-разному. Это зависит от характера и размеров структур. Иногда даже на обнажении удается проследить изме­нение фаций, связанное с тектонической структурой: увеличение мощности по падению слоев, расщепление слоев и появление более тонкозернистого материала. При наличии более крупных структур, например антиклинория и синклинория, связь между ними и фациями можно выяснить при сопоставлении отложений на более обширной площади путем сравнения разрезов по ряду обнажений. Наконец, связь фаций с такими крупными тектони­ческими формами, как щиты, антеклизы и синеклизы на плат­формах, прогибы и поднятия в геосинклинальных областях, мо­жет быть замечена лишь при региональных исследованиях.

Связь фаций со складками платформенных и переходных об­ластей. Складки платформенных и переходных к геосинклиналь­ным зонам областей принадлежат к типу прерывистых, неполных складок (Белоусов, 1962). Одной из характерных особенностей таких складок является длительное их развитие: некоторые из них заложились во время накопления осадков и продолжают фор­мироваться с перерывами вплоть до современной эпохи. Естест­венно, что условия осадконакопления в разных местах складча­той структуры разные: на своде одни, в мульде — другие и т. д.

Мугоджарские горы представляют в мезозойском и кайнозой­ском структурных ярусах характерную структуру платформен­ного типа. Это брахиантиклинальные складки, вытянутые в ме­ридиональном направлении. Исследования Р. Г. Гарецкого (1961) показали, что широко распространенные в этом районе мезозойские отложения обнаруживают отчетливую зависимость фаций и мощностей от складчатых структур. На раз­резе к югу от Мутоджарских гор видны изменения, происходя­щие в этом направлении: параллельно с увеличением мощности растет число сохранившихся в разрезе стратиграфических го­ризонтов (т. е. уменьшается длительность перерывов в осадко­накоплении), породы становятся менее песчанистыми, появляют­ся все более пелагические отложения.

С куполами и брахиантиклинальнымй складками нередко бы­вают связаны нефтяные и газовые месторождения. В СССР такие структуры широко распространены в Эмбенской нефтеносной области, на Кавказе и в других районах.

Много примеров связи характера фаций со складчатыми структурами и разломами дает геология мезозойских и кайно­зойских отложений Средней Азии. Согласно Е. А. Головину (1959), палеогеновые отложения Чирчик-Ангренского района в Узбекистане обнаруживают зависимость состава и распростра­нения от тектонических структур. Фациальный анализ показал, что в палеогеновый период этот район представлял вдававшийся в сушу морской залив. Общие контуры залива, а следовательно, и основные черты распределения фаций в его осадках отвечают расположению крупных современных орографических элементов (хребтов и межгорных долин), которые совпадают с крупными тектоническими элементами (поднятиями и депрессиями).

В краевых частях геосинклинальных областей, где собственно геосинклинальная складчатость затухает и наблюдается переход к складкам промежуточного типа, иногда прослеживается отчет­ливая зависимость между фациями и тектоническими структура­ми. Примером такого района является Кобыстан в Азербайджане.

В Северном Кобыстане распространены довольно крутые складки. Наиболее подробно исследована Малосиякинская мульда и ограничивающие ее с севера и с юга антиклинали. Мульда представляет собой сжатую синклиналь с довольно спокойным замком, сложенную весьма полным комплексом осадков олигоцена и миоцена. Для нее очень характерно постепенное умень­шение углов падения слоев при переходе от более древних слоев к более молодым. Так, падение слоев пород олигоценового воз­раста (майкопские слои) 65—80°, а мэотического яруса миоцена 40—45°. Такое увеличение интенсивности складчатости с глуби­ной сопровождается изменениями мощности и литологических особенностей отложений.

Мощность отложений третичного возраста достигает наиболь­ших значений вдоль оси мульды, уменьшается на крыльях и до­стигает минимума на сводах соседних антиклиналей. В централь­ных частях мульды мощность миоценовых отложений в два-три раза больше, чем на крыльях. При накоплении осадков в про­гибающейся синклинали уменьшение мощности всей толщи к сво­ду антиклинали происходит, вероятно, не только в результате уменьшения толщины отдельных (или всех) слоев, но и вслед­ствие первичного выклинивания в этом направлении отдельных тонких (сантиметровых) прослоев, не нарушающего общей не­прерывности всей толщи.

Увеличение мощности в синклинальных прогибах происходит и другим путем: в результате соскальзывания, оползания осадков с крыльев. Н. С. Шатский приводит ряд примеров подобных на­рушений миоценовой толщи, обязанных своим происхождением сползанию осадков.

Причиной уменьшения мощности осадочных толщ на крыльях и в сводах антиклиналей является выпадение отдельных частей разреза в результате размыва или перерывов в осадкообразова­нии на положительных элементах структуры. Эти явления вызы­вают местные несогласия на антиклиналях, в то время как в со­седних синклиналях имеется непрерывный разрез.

Изменения мощности отложений сопровождаются изменения­ми литологических признаков. Так, один из горизонтов сармата представлен внутри мульды слоистыми глинами и мергелями. Ближе к соседней антиклинали в этом горизонте появляются про­слои глинистых песков и песчаников и внутриформационные кон­гломераты. Галька конгломератов плохо окатана, угловата, со­стоит из песчаников, мергелей, доломитов и аргиллитов меловых и палеогеновых свит, слагающих ядро антиклинали. Эти факты указывают на то, что в сарматский век свод складки был поднят выше уровня моря и подвергался размыву. Аналогичные слои конгломератов и песчаников встречены и в других местах по пе­риферии крупных антиклиналей. Состав галек конгломератов за­висит от состава тех более древних пород, которые принимают участие в сложении прилежащих антиклиналей.

Мэотический ярус рассматриваемой территории иногда пред­ставлен своеобразными брекчиевидными доломитами. Почти всегда они слагают крылья антиклиналей. В глубоких мульдах и на периклинальных окончаниях антиклиналей они чаще отсут­ствуют. В ряде разрезов видно, что брекчиевидные доломиты вниз по падению переходят в толщу глин с отдельными глыбами и щебнем доломита, причем раздробленность их уменьшается по мере удаления от антиклинальных гребней. Брекчиевидные до­ломиты образовались, по-видимому, в результате раздробления пластовых доломитов подводным соскальзыванием, а также пу­тем вымывания из них на положительных элементах подводного рельефа глинистых частиц и вторичного цементирования облом­ков доломитовым же веществом.

Особенности залегания мощных пластов угля. В угольных месторождениях, связанных с подвижными платформенными об­ластями, иногда присутствуют пласты угля большой мощности (десятки, а иногда и свыше сотни метров толщиной). Примером может служить Челябинский угольный бассейн. Там мощные угольные пласты известны в нескольких местах.

В Центральном месторождении на поверхность выходит уголь­ный пласт мощностью до 18 м, причем толщина глинистых про­слоев в этом пласте весьма незначительна. Наибольшей мощ­ностью угольной массы пласт обладал на выходах к дневной поверхности. По мере погружения общая мощность пласта увели­чивается; это происходит в связи с вклиниванием в него слоев глинистых пород. Мощность угольной массы уменьшается.

Южнее расположено Коркинское месторождение. Главное богатство его — мощный, сложно построенный угольный пласт, полная мощность которого достигает 200 м, причем на долю чи­стого угля приходится больше 50% этой массы. В направлении падения пласта общая мощность его неуклонно увеличивается. Происходит это за счет вклинивания в него прослоев песчано-глинистых пород. Мощность пачек чистого угля при этом умень­шается вследствие расщепления мощной угольной зоны на боль­шое число самостоятельных угольных пластов. Чем дальше к се­веру, тем сильнее они расходятся друг от друга.

После максимального погружения в районе центра мульды слои вновь испытывают поднятие. Но поднятие слоев не сопро­вождается сближением угольных пачек, а, наоборот, продолжа­ется их расхождение. В результате в северной части месторождения на поверхность выходит не один мощный слож­ный пласт, а большое число самостоятельных пластов сравни­тельно небольшой мощности, разделенных мощными пачками песчаников, алевролитов и глинистых пород.

Аналогичные примеры расщепления по падению мощных угольных пластов известны в ряде месторождений на Кавказе, в Забайкалье, а также и за границей, например во Франции, где это еще в прошлом веке было подробно описано и изучено гео­логом Г. Файолем.

Происхождение расщеплений следующее. Существуют две важные причины, влияющие на рост торфяника: поступление терригенного материала со стороны и опускание почвы торфа. На­растание торфа возможно, если терригенного материала посту­пает немного. При значительном приносе минеральных частиц рост торфяника прекращается и он оказывается погребенным под слоем обломочного осадка. Кроме того нужно, чтобы уро­вень грунтовых вод совпадал или почти совпадал с поверхностью торфа. Наращивание торфа в высоту возможно только при условии, что этот рост компенсируется погружением почвы, вследст­вие чего поверхность торфяника продолжает оставаться на уров­не грунтовых вод. Как только опускание прекратится, торфяник будет осушен и дальнейшего роста не будет. Если интенсивность погружения превзойдет скорость роста, то торфяник окажется затопленным, что опять-таки вызовет прекращение его развития. И только поднятие почвы или заполнение возникшего водоема обломочным материалом до его поверхности вновь создадут ус­ловия, благоприятные для развития нового торфяника.

Предположим теперь, что область, в которой происходит на­копление торфа, испытывает неравномерные опускания; одна часть погружается медленно, другая значительно быстрее. В таком случае в одной части будет происходить не­прерывный рост торфяника, а в другой части (вследствие более интенсивного погружения) торфяник окажется затопленным и накопление органического вещества сменится накоплением обломочных осадков. Если быстрое опускание приостанавливается, то через некоторое время депрессия оказывается заполненной обло­мочным материалом. После этого болото вновь захватит весь участок. Отметим, что такое объяс­нение механизма расщепления угольных пластов было дано еще во второй половине прошлого века Ч. Ляйелем (1878).

Угольные месторождения рассматриваемого типа представля­ли собой в эпоху накопления угленосных толщ сравнительно ог­раниченные по площади котловины среди возвышенных и иногда даже горных областей. В этих условиях погружение вызвало не­медленное заполнение возникшей депрессии обломочными продуктами размыва окружающих возвышенностей. Тот факт, что расщепление происходит по падению пластов, т. е. вниз от земной поверхности, свидетельствует о том, что современная складчатая структура была уже заложена во время осадконакопления. Уже в то время, следовательно, антиклинальные поднятия были уча­стками, опускавшимися медленнее, поэтому на них мог устойчиво развиваться торфяник, а синклинальные структуры были участ­ками, испытывавшими более сильное опускание, и там поэтому развитие торфяника временами прерывалось затоплением и на­капливались обломочные осадки — пески и глины.

Фации и разрывные нарушения. Разный состав пород по обе -стороны тектонических разрывов — явление обычное. Чаще все­го это объясняется тем, что в результате разрыва на одинако­вом уровне оказались породы разного возраста. Эти различия, следовательно, не есть фациальные изменения. Но иногда уста­навливается зависимость между фациями и тектоническими на­рушениями разрывного характера — сбросами и надвигами. Эта зависимость выражена в тех случаях, когда разрывы имели дли­тельное развитие и были выражены в рельефе (наземном или подводном) области осадконакопления. При этом линии сбросов и надвигов могут разделять одновозрастные, фациально-разные породы. Такой случай, например, описан Е. А. Головиным (1959) в Северном Тянь-Шане, где во всех горизонтах палеогена, раз­витых в районе одного из разломов, наблюдаются фациальные различия по обе стороны разлома. При этом блок к северо-во­стоку от разлома был приподнят по отношению к юго-западному блоку, где развиты более глубоководные отложения.

Иногда при пологих надвигах и шарьяжах происходит сбли­жение одновозрастных, фациально различных зон, которые пер­воначально (при осадконакоплении) располагались далеко друг от друга.

Фации и складки геосинклинальных областей. Для геосин­клинальных областей характерны складки линейного типа. При­мерами являются складчатые структуры Большого Кавказа и Урала. Линейная складчатость развивается обычно после осад­кообразования, а поэтому в геосинклинальных толщах обычно не удается подметить связи между фациальными изменениями и отдельными складками.

В Рурском бассейне давно уже было замечено увеличение ин­тенсивности линейных складок с глубиной, на основании чего был сделан вывод об одновременности складчатости Рурского бассейна с осадконакоплением. Впоследствии было доказано, что изменение характера складок на глубине связано там с дисгармо­ничным характером складчатости.

Детальные наблюдения изменения состава и строения разре­зов в некоторых районах линейной складчатости Донецкого бас­сейна позволили обнаружить, что заложение этой.складчатости происходило уже во время осадконакопления. Вероятно, что тщательные исследования позво­лят обнаружить такие же особенности и в других областях ли­нейной складчатости геосинклиналей.