Рухин Л.Б. Основы литологии. Учение об осадочных породах
Подождите немного. Документ загружается.
618
ОСАДОЧНЫЕ
ФОРМАЦИИ
осадочных формаций,
'
свойственных
геосинклиналям
и,
как
правило,
отсутствуют
и
магматические
породы.
Расширение
складчатой
области
ведет
к
частичной
складчатости
переходных
формаций
и
I{
дальнейшему
перемещению
в
сторону
платформы
областей
их
накопления
(фиг.
2-ХУ).
Возможно,
что
очень
большое
по
гр
ужение
переходных
областей
вызы
вает
их
последующее
самостоятельное
общее
поднятие,
сопровождающееся
снладчатостью
и
превращением
в
'Горную
страну.
Платформенные
формации
образуются
при
очень
слабо
дифференци:'"
рованных
колебательных
движениях
небольшой
амплитуды.
Они
харак
теризуются
малой
мощностью,
развитием
обломочных
пород
такого
типа,
ноторые
сложены
лишь
весьма
устойчивыми
против
выветривания
мине
ра
ла
ми,
например,
нварцевыми
песнами,
каолинитовыми
глинами
и
др.
ПлаmформеННIJIe
фОРМQЦl/1J
Фиг.
2-XV.
Схема
соотношения
в
разрезе
г
еОС
ИНRЛИ
нальных,
переходных
и
платформонных
формаций.
Каждая
область
земной
коры
характеризуется
преобладанием,
но
не
постоянным
про
явлением
соответствующих
типов
тектоничесного
ре
жима
и
поэтому
в
ее
пределах
наблюдаются
формации,
характерные
и
для
других
структурных
областей.
§ 77.
Развитие
геОСИНКЛИН~lЛей
и
размещение
в
них
формаций
При
анализе
геосинклинальных
формаций
следует
различать
поня
тия
геосинклиналь,
геосинклинальная
система
и
геосинклинальная
область.
Геосиннлинали
-
это
участки
земной
коры,
харантеризующиеся
значительной
амплитудой
и
дифференциацией
колебательных
движений.
В
их пределах
велини
мощности
осадочных
пород,
широно
распростра
нены
ВУЛl{анические
и
сейсмические
процессы.
Геосиннлинальными
системами
Н.
С.
Шатский
называет
номпленсы
соседних
геОСИНIшиналей,
харантеризующихся
единым
направлением
их
геологического
развития.
Геосиннлинали
разделены
геоантиклина
лями.
Например,
в
обширной
альпийсной
геосинклинальной
системе
четно
выцеляется
ряд
геосиннлиналей,
в
частности,
геосинклинали
Боль
шого
и
Малого
Кавназа.
В
период
погружения
этих
геосинклиналей
об
ласть,
находящаяся
между
ними, занятая
в
настоящее
время
Куринской
и
Рионской
низменностями,
испытывала
поднятие
и
поэтому
размыва
лась.
В
период
же
поднятия
геосинклиналей
Большого
и
Малого
Кав
каза
данная
область
начала
испытывать
энергичное
погружение.
Подоб
ные
области
земной
коры,
в
общем
испытывающие
по
сравнению
с
ге
0-
СИНIшиналями
движения
обратного
знака,
и
называются
геоантиклиналями
'
или межгеосиннлинальными
поднятиями.
ФОРМАЦИИ
И
ИХ
ПРОСТРАНСТВЕННОЕ
РАСПРЕДЕЛЕНИЕ
'
61.9
'
Термин
«геосинклинальная
область»
может
считаться
термином
свободного
пользования
для
обозначения
геосинклинальных
образова
ний
неясного
строения
.
Развитие
геосинклиналей
распадается
на
ряд
стадий.
Первой
стадией
является
их
общее
погружение.
В
это
время,
в
осо
,(5енности
в
конце
стадии
погружения,
геосинклинали
представляют
собой
()бширные
морские
бассейны.
В
пределах
этих
бассейнов
существовали
лишь
немногочисленные
внутригеосинклинальныеподнятия
в
виде
ар
хипелагов
островов
или
более
крупных
массивов
суши.
Дифференциация
Rолебательных
движений
в
эту
эпоху,
хотя и
относительно
слаба,
но
отра
жается
все
же
в
некотором
различии
мощностями
накапливающихся
оса
дочных
толщ.
В
это
время
происходят
излияния,
большей
частью
подвод
ные,
основных
лав.
,
Вторая
стадия
характеризуетс~
значи
те
льной
дифференциацией
ко
лебательных
движений.
В
это
время
геосинклиналь
распадается
на
ряд
зон,
испытывающих
движения
не
только
различной
скорости,
но и
раз
личного
знака.
Возникающие
внутригеосинклинальные
поднятия,
в
виде
узких
вытянутых
массивов
суши
или
ц
епочек
островов,
чаще
ограничи
вают
сравнительно
УЗlше,
шириной
около
50
Х:М,
прогибы,
BI{OTOPblX,
преимуществ
енно
в
периферцческих
геосинклиналях,
накапливались
такие
своеобразные
осадочные
толщи
как
флишевые
'
формации.
В
узких
зонах
внутригеосинклинальных
поднятий
в
это
время
про
исходят
первые
фазы
складчатости,
а в
дальнейшем
формируются
и
пер
вые
интрузии.
Наряду
с
этим
продолжается
ВУЛl{аничеСI{ая
деятельность,
ведущая
к
образованию
большей
частью
средних,
а
иногда
и
кислых
лав.
Третья
стади
я характеризуется
общим
поднятием
геосинклинали,
широким
распространением
складчатости,
захватывающей
вс
е
более
ок
раинны
е
учаСТI{И
геосинклинали,
и
превращением
ее
в
горную
область.
В
течение
этой
стадии
накопление
отложений
происходит
в
основном
в
преде
лах
периферических
участков
геОСИНlшиналей
и
главным
обра
зом
в
интенсивнО'
опускающихся
краевых
прогибах
переходных
оiЭластей,
()каймляющих
подtIимающийся
горный
массив,
и
в
межгорных
I{QТЛОВИ
пах,
так
же
испытывающих
быстрое
погружение.
Образуются
крупные
гранитные
интрузии и
извергаются
лавы
,
различного
состава
-
от
ки
слых
до
основных.
Нередко
возникают
породы
повышенной
щелоч
ности.
Четвертая
стадия
характеризуется
прекращением
поднятия,
и
в
ре
зультате
этого
быстрым
разрушением
горных
массивов
и
образованием
на
их
месте
почти
равнины.
Вулканическая
деятельность,
если
она
про
является,
характеризуется
излиянием
основных
и
щелочных
пород.
Перечисленные
стадии
ра
звития
геосинклинали
отчетливо
выражены
в
периоды
времени,
огранич~нные
таки
ми
крупными
событиями
как
ка
ледонск
ая,
варисская
и
альпийская
Сlшадчатости.
Многие
геосиНlШИ
пали
сущес
твова
ли
в т
ечение
нескольких
по
добных
крупных
периодов.
П
ереход
от
погру
жени
я
I{
поднятию
происходит неодновременно
в
ра
зличн
ых
частях
геосинклинали,
что
сказывается
на
зональнос
ти
ее
строения
.
Значительное
влияние
на
характер
образующихся
осадочных
формаций
оказывает
также
степень
дифференциации
тектонических
дви
жений,
неодинаковая
на
различных
этапах
ра
звития
геосинклиналей.
Эти
факторы
образованпя
осадочных
формаций
должны
быть
рассмо
'l'реныболее
'
подробно.
,
Изменение
знаков
движения
вгеосинклинальпых
системах
и
зональ
ность
их
строения.
Смена
преобладающего
общего
погружения
поднятием
620
ОСАДОЧНЫЕ
ФОРМАЦИИ
в
различных
участках
геосинклинальных
систем
происходит
в
различ
ное
время.
Иллюстрацией
может
служить
Причерноморская
альпийская
геосинклинальная
система, в
которой
поднятие
Сомхетской
геосинкли
нали
произошло
на
'
границе
юры
и
мела,
Таврской
геосинклинали
-
на
рубеже
мела
и
палеогена
и
Кавказской
-
в
конце
палеогена
(фиг.
3-XV).
Характерно,
что
у
геосинклиналей,
расположенных
в
центральной
части
геосинклинальной
системы,
в
данном
случае
у
Сомхетского
про
гиба,
изменение
знака
движения
происходит
раньше,
чем
у
перифериче-
NгQ
г.о
~
{,О
1,0
1.0
2.5
. -
v
ч;;;:::;:::>'
-
3,0
2.5
-
{.5
+,.5
1.5
6,0
0,5
Cr
-
..............
.J
-....
...............
4рабlJuс/(аfl
платфОрма
3,0
~
TalJpc/(uu
прогuо
4раНClJнсное
поiJнртue
+
2,5
О.
7
"""\7
Нудон(/(ое
~
Pycc/(afl
СОМ:ПIПС/(//U
ПfJОНРIПЩ
платформа
про?//о
10.0
•
Гла8НЫ//
Наи/(азс/(//и
хреоеm
О
125
250/(м
~_....L._---,I
ГО{JlJJонmальныu
Фиг.
з-хv.
Схема
ра
звития
Тавро-Кавказской
г
еОСИНIшинальной
зоны
(по
В. В.
Белоусову).
1 -
области
погру
жения;
Z -
области
ПОДНЯТIIЯ;
3 -
инверсия,
ЦиФРами
умазаны
мощ
ности
осадочных
пород
(1':"")'
образованных
за
данный
отревом
времени,
ских
геосинклиналей.
Поэтому
в
центральных
участках
геосинклиналь
ных
систем
накопление
осадочных
толщ
закаНЧИвается
значительно
раньше,
чем
в
периферических
геосинклиналях,
и
формации,
образовав
шиеся
на
ранних
этапах
крупных
тектонических
периодов,
окруж
ены
каймой
более
молодых
отложений.
Так,
например,
в
Причерномор
ской
геосинклинальiюй
системе
меловые
отложения
и
зелено
каменные
породы
приуроч
ен
ы
к
центральной
части
складчатой
зоны,
периферические
гео
синклинали
сложены,
кроме
того,
и
палеогеновыми
отложениями,
а
крае
вые
прогибы
заполнены
мощной
то
лщей
неогеновых
и
чеТ
,
вертичных
от
ложений.
Аналогичная
зависимость
наблюдается
в
преде
лах
отдельных
гео
синклиналей.
Наиболее
прогибающаяся
центральная
их
часть
часто
раньше
других
превращается
в
поднятие,
которое
отсюда
постепенно
расширяется
и
захватывает
всю
геосинклиналь.
В
других
случаях
наиболее
про
гнутые
участки
геосинклинали
в
даль
нейшем
образуют
в
складчатой
структуре
синклинории,
а
области
отно
сительного
поднятия
слагают
антиклинории.
Иллюстрацией
этого,
по
данным
Н.
А.
Штр
ейс
а,
является
синклинорий
зеленокаменной
пол
осы
Урала
и
ограничивающие
его
антиклинории.
ФОРМАЦИИ
И
ИХ
ПРОСТРАНСТВЕННОЕ
РАСПРЕДЕЛЕНИЕ
621
Отсутствие
смены
погружения
поднятием
характерно
и для
крае
вых
прогибов,
расположенных
на
периферии
геосинклиналей.
В
пределах
некоторых
геосинклинальных
систем
в
течение
данного
крупного
тектонического
периода
встречаются
области,
вообще
не
испы
тывающие
изменения
знака
своего
движения.
Это
особенно
характерно
для
тех
геосинклинальных
областей,
которые
подвергались
интенсивной
складчатости
уже
в
предыдущем
крупном
ритме.
Например,
в
варисском
цикле
на
территории Казахстана
отдельные
участки
каледонской
Сlшад
чатой
структуры
сохраняли
неизменно
тенденцию
к
поднятию;
в
альпий
ском
цикле
в
Причерноморье
некоторые
участки
варисской
складчатости
также
постоянно
испытывали
поднятие.
Однако
такой
характер
движе
ния
БОJJее
свойственен
не
геосинклинальным
Сlшадчатым
системам,
в
обыч
ном
понимании
этог-а
слова,
а
глыбовым
горным
сооружениям.
Создание
внутригеосинклинальных
поднятий
во
второй
половине
ритма
развития
геосинклинали
приводит
к
появлению
мощного
местного
источника
обломочного
материала.
Поэтому,
если
в
стадию
общего
по
гружения
геосинклинали
питаются
осадочным
материалом,
принесенным
извне, то
после
создания
внутригеосинклинальных
поднятий
осадочный
материал
в
большом
количестве
начинает
поступать
и
с
них.
Центральные
части
геОСинклинальных
систем
обычно
характери
зуются
значительно
более
напряженной
вулканической
деятельностью,
чем
их
периферические
области.
Поэтому
в
разрезе
периферических
гео
синклиналей
вулканические
отложения
и
связанные
с
ними
осадочные
формации
играют,
как
правило,
значительно
'
мены;пую
роль
по
сравне
нию
с
геосинклиналями,
расположенными
в
приосевой
части
зоны.
В
целом
геосинклинали
И
геосинклинальные
системы
характеризуются
отчетливо
выраженной
зональностью
строения.
Иллюстрацией
этого
мо
жет
служить
современная
структура
П
рич~номорской
геосинклинальной
системы
(фиг.
4-XV).
\
В
u u
до
ль
оси
этои
геосинклинальнои
системы
проходит
цепь
массивов,
сложенных
палеозойскими
породами.
Эти
массивы
в
альпийском
периоде
развития
представляли
собой
большей
частью
области
сноса.
В
непосред
ственной
близости
к
ним,
иногда
ограничивая
их
с
двух
сторон,
раСПОJIа
Гаются
зоны,
сложеннъiе
преимущественно
эффузивными
И
эффузивно
об
ломочными
породами
(зелено
каменные
синклинории
по
терминологии
М;
В.
Муратова).
Еще
ближе
к
платформе
располагаются
крупные
пери
ферические геосинклинали,
в'
современную
эпоху
представляющие
собой
складчатые
сооружения
(краевые
мегаантиклинали)
.
В
пределах
,
этих
периферичеСI\ИХ
геосинклиналей,
а
также
между
ними
и
приосевыми
па
л
еозойскими
массивами
располагаются
узкие
оны,
характеризующиеся
интенсивным
флишеобразованием.
Наконец,
между
платформой
и
пери
ферическими
I,'еосинклиналями
располагается
I{раевой
прогиб,
относя
щийся
уже
к
переходной
области.
Каждая
из
эти~
зон
характеризовалась
своим
режимом
колебатель
ных
движений,
отличаясь
от
смежных
зон
по
времени
изменения
знака
движения
.
Различны
были
также
особенности
вулканических
процессов,
характер
и
I{Оличество
приносимого
осадочного
материала
и
другие при
знаки,
обусловливающие
значительное
развитие
общего
характера
и
воз
раста
образующихся
в
этих
зонах
осадочных
формаций.
Выделение
определенных
,
структурно-фациальных
зон
в
геосинкли
нальных
областях
очень
важно
и
для
понимания
размещения
в
них
раз
личных
полезных
ископаемых,
в
том
числе
и
рудных.
Так,
например,
с. с.
Смирнов
в
горном
обрамлении
Тихого
океана
выделил
внешнюю
622
ОСАДОЧНЫЕ
ФОРМАЦИИ
зону,
в
которой
широко
распространены
кислые
магматические
интрузив
ные
тела,
а
из
полезных
ископаемых
-
олово
и
вольфрам.
Внутренняя
.зона
характеризуется
преобладанием
основных
пород
И
присутствием
месторождений
меди
и
серебра,
а
также
скоплений
хрома,
сульфидных
и
магнетитовых
железных
руд.
Ю.
А.
Билибин
выделял
внешнюю
И
внутреннюю
зоны
в
средизем:
номорской и
,
других
геосинклинальных
системах
по
характеру
металло~
Фиг.
4-XV.
Схема
современной
тектонической
структуры
Причерноморья
(ПQ
М
.
В.
Муратову,
упрощенно).
1 -
Русская
платформа;
2 -
краевые
прогибы;
.з
-
внутренние
впадины;
<1
-
праевые
мегаанти
клинали;
/j
-
синклинории,
заполненные
известняками;
б
-
флиmепые
синклинории;
7 -
зелено
каменные
синклинории;
8 -
палеозойские
основания
древних
подиятий;
9 -
антиклиНории
ВНУl'рен·
ней
воны;
10
-
неогеновые
четвертичные
вулканиче
ск
ие
явления.
гении.
К
внутренней
зоне,
по
его
мнению,
тяготеют
месторождения
гео
СИНlшинальных
бокситов.
Основой
для
ра
йонировани
я
геосинклинальных
систем
и
для
по
исков
в
их
пределах
рудных
и
нерудных
полезных
ископаемых
должно
являться
в
первую
очередь,
изучение
их
геологической
истории,
на
ос
нове
исследования
осадочных
и
вулканогенных
формаций
и
присутст
вующих
среди
них
интрузивных
l{омплеl{СОВ.
Дифференциация
колебательных
движений.
rr
ри
пер
ех
оде
от
9бщего
погружения
R
поднятию
в
геосинклиналях
становится
особенно
резко
выраженной
дифференциация
колебательных
движений.
В
результате
этого
'
геосинклиналь
распадается
на
ряд
более
мелких
внутригеосинкли
н-алъных
прогибов
и
разделяющих
их
внутригеОСИНl{
j
IИнальных
поднятий.
Благодаря
увеличению
размеров
поднятия
осадочные
формации,
образующиеся
в
начале
крупного
тектонического
пеРИОд
,
а,
как
правило,
ФОРМАЦИИ
И
их
ПРОСТРАНСТВЕННОЕ
РАСПРЕДЕЛЕНИЕ
623
распространены
в
пределах
значительно
большей
площади
по
сравнению
с
формациями,
характерными
для
его
конца
(флиш,
моласса),
на капли
вающимися
лишь
в
пределах
узких
вытянутых
зон.
Поднятие
или
опускание
геосинклинали
часто
осложняются
мест
ными
движениями.
Поэтому
после
формаций,
свойственных
для
поздних
этапов
развития
геосинклиналей,
могут вновь
образовываться
формации,
типичные
для
более
ранних
этапов
их
развития.
Кроме
того,
часто
наблю
даются
случаи,
когда
определенные
участки
геосинклиналей
вовлекаются
в
погружение
не
с
самого
начала
крупных
тектонических
периодов,
в
ре
зультате
чего
образуются
сокращенные
ряды
формаций.
Все
это
усложняет
пространственное
размещение
осадочных
геосинклинальных
форма
ций.
Геологи,еская
история
Большого
Кавказа.
В
качестве
типичного
примера
геологической
истории
периферической
геосинклинали
рассмот
рим
развитие
Большого
Кавказа,
преимущественно
его
северной
части,
основываясь
на
сводке
В. Е.
Хаина
и
Л.
Н.
Леонтьева.
На
территории
Кавказа
началу
-
альпийского
этапа
предшествовала
регрессия.
В
нижнем
лейасе
она
сменяется
трансгрессией,
отложения
которой
ложатся
несогласно
на
более
древние
породы.
В
конце
среднего
лейаса
происходит
складчатость,
сопровождаемая
на
Северном
Кавказе
вулканической
деятельностью.
В
это
время
имели
место
выбросы
туфов,
излияния
лав
различного
состава
от
липаритов
до
базальтов
включи
тельно
и
реже
небольшие
инТрузии.
После
этой
складчатости
продолжается
трансгрессия
и
накапливаются
преимущественно
глинистые
и
песчано
глинистые
отложения
общей
мощностью
до
6500
М.
Карбонатных
пород
в
это
время
почти
не
образуется.
В
верхнем
лейасе,
а в
других
местах
в
течение
байоса
и
бата,
наблюдается
образование.
внутренних
поднятий.
Этот
процесс
приводит
,
в
частности,
к
разделению
Кавказской
геосин
клинали
на
Северо-Кавказский
прогиб
и
прогиб
южного
склона.
В
геосинклинали
южного
склона
в
средней
юре
происходит
излияние
мощнои
толщи
спилито-порфирито-диабазов
до
3
КМ
мощности.
Эта
толща,
по
мнению
г.
с.
Дзоценидзе,
вполне
соответствует
офилитовым
формациям
других
складчатых
систем.
В
верхней
юре
на
Северном
Кавказе
происходит
трансгрессия,
при
водящая
к
погружению
ниже
уровня
моря
ближайших
областей
сноса
и
в
связи
с
этим к
смене
терригенных
осадков
карбонатными,
господ
ствующими
в
лузитане
почти
на
территории
всего
Кавказа.
Общая
мощ
ность
верхнеюрских
отложений
достигает
1500
М, из
них
не
меНее
1100-
1300
М
приходится
на
долю
известняков.
В
киммеридже
и
титоне
происходит
вновь
регрессия
в
связи
с
предтитонской
фазой
складча
тости.
В
верхней
юре
на
Кавказе
продолжает
также
усиливаться
тектони
ческая
дифференциация
его
территории.
В
частности,
внутригеосинкли
нальный
прогиб
южного
склона
расшщается
на
два
самостоятельных
меньших
прогиба
-
Новороссийский
и
Дибрарский,
в
которых
начи
нается
отложение
мощной
флишевой
толщи.
В
центральной
полосе
Кав
каЗСltoй
геосинклинали
возникает
система
кулисообра
зн
ых
поднятий
в
моменты
общих
регрессий,
сливающихся
в
одно
целое.
В
нижнем
мелу
на
Кавказе
после
поднятий
в
начале
титона
(в
Закав
казье
сопровождавшихся
складчатостью)
возобновляется
трансгрессия
моря.
На
территории
Северного
Кавказа
в это
время
откладывается
ОIl:ОЛО
1300
М
песчано-глинистых
и
карбонатных
отложений.
В
более
южных
624
ОСАДОЧНЫЕ
ФОРМАЦИИ
районах
накапливаются
песчано-глинистые
породы,
по
ритмичности
строения
несколько
напоминающие
флишевые
толщи.
Мощность
этих
отложений,
возникших
во
внутригеосинклинальных
прогибах,
дости-
гает
4500
м.
В
связи
С
усиливающейся
дифференциацией
колебательных
движений
в
верхнем
мелу,
особенно
в
кампане,
на Северном
Кавказе
широко
рас
пространяются
карбонатные,
местами
флишевые
отложения.
Общая
мощность
верхнемеловых
отложений
достигает
3000
м.
Среди
них
за
пре
делами
флишевой
зоны
резко
преобладают
белые
тонкозернистые
извест
няки
и
мергели.
Мел
и
верхняя
юра
для
Кавказа
являются
главными
эпохами
карбонатообразования.
Конец
мела
и
начало
палеогена
знаменуются
крупными
поднятиями.
Формирование
поднятий
сопровождается
усиленным
выносом
терриген
ного
материала
и
местным
про
явлением
вулканической
деятельности.
В
основании
этого
комплекса
терригенных
отложений
на
Северном
Кавказе
залегает
местами
пестроцветная
свита,
представленная
глав
ным
образом
мергелями.
Мергелями
представлены
и
вышележащие
фора
миниферовые
слои.
Общая
мощность
этой
мергельной
толщи,
среди
ко
торой
иногда
встречаются
слои
известняков,
иногда
превышает
1000
м.
Выш
ележащая
майкопская
свита
сложена
преимущественно
алевро
литами
и
глинами
в
различной
степени
известковистыми,
общей
мощ
ностью
более
1000
м.
Смена
вверх
по
разрезу
мергельных
отложений
ГЛИНИСТЫми
объяс
няется
резким
усилением поднятий
в
олигоцене
и
нижнем
миоцене.
Про
исходит
также
дальнейшее
расчленение
существующих
в это
время
про
г:ибов,
где
в
палеоцене
местами
ню{апливался
терригенный
флиш.
В
среднем
и
нижнем
миоцене
площадь
интенсивных
поднятий
резко
увеличивается.
К
ним
причисляются
существовавшие
до
этого
прогибы,
например,
Новороссийский
и
Чиауро-ДибрарскиЙ.
Вместе
с
тем
резко
УСI{ОРЯЮТСЯ
темпы
погружения
в
передовых
прогибах
Предкавказья,
где
накапливаются
преимущественно
песчано-глинистые
породы,
мощ
ность
которых
местами
достигает
4500
м.
Отложения
осадков
происхо
дят
и
в
межгорных
прогибах
Северного
3ю{авказья,
где
формируются
ти
пично молассовые
отложения
.
По
мере
роста
поднятий
Большого
и
Малого
Кавказа
в
их
пределах
исчезают
погружающиеся
зоны,
в
разделяющих
эти
поднятия
крупных
прогибах
происхо
д
ит
исчезновение
внутренних
поднятий.
Все
это в це
лом
приводит
!{
резкому
обособлению
крупных
областей
поднятия
и
опу
скания.
В
плиоцене
и
в
четвертичном
периоде
наблюдается
дальнейший
рост
Большого
и
Малого
Кавказа
и
одновременно
УСI{Оряется
погружение
передовых
прогибов
ПреДI<авказья
и
межгорных
прогибов
Северного
3акавказья.
На
территории
прогибов
в
это
время
формируются
почти
исключительно
грубо
обломочные
и
песчано-глинистые
толщи.
Плиоцен
является
таR'Же
временем
наиболее
напряженной
вулкани
ческой
деятельности.
В
это
время
вдоль
северного
склона
Кавказа
на
капливаются
туфы,
туфо-конгломераты
и другие
вулканогенные
породы,
мощность
которых
местами
достигает
500
м.
В
западноЙ
.
части
вулканической
области
преобладают
лавы
липари
тового
состава,
а
на
BocToI,e
-
дацитового
и
андезитового
.
Наземная
вулка
ническая
деятельность
сопровождалась
образованием
многочисленных
гранодиоритовых
неоинтрузиЙ.
Все
эти
интрузии
невелики
по
разме
рам и
являются
типичными
гипабиссальными
телами.
ФОРМАЦИИ
И
их
ПРОСТРАНСТВЕННОЕ
РАСПРЕДЕЛЕНИЕ
625
Аджаро
-Триалет
скал
геосинклиналь.
Аджаро-ТриалеТСI{ая
геосинкли
наль
представляет
собой
пример
геосинклинали,
развившейся
в
ц
ен
траль
ной
части
Причерноморской
геосинклинальной
системы.
В
отличие
от
Большого
Кавка
за
здесь
широко
распространены
вулканогенные
толщи.
Аджаро-Триалетская
геосинклиналь
вытянута
в
широтном
напра
влении
.
С
севера
и
юга
она
огр
ан
ичивается
областями
относительного
под
нятия
(Грузинская
и
Артвинско-Сомхетская
глыбы),
характеризующи
мися
поэтому
малой
мощностью
или
даже
отсутствием
ряда
(мощных
в
Аджа
ро-
Триалетии)
стратиграфических
комплексов
и
ШИРОIШМ
распро
странением
древних
кристалличеСIШХ
пород.
Современный
поперечник
Аджа
ро-
Триалетской
складчатой
зоны
-
около
50-
70
КМ.
Согласно
данным
П.
Д.
Гамкрелид
зе
,
альпийский
период
геологи·
q
еск
ой
истории
Аджаро-ТриалеТСI{ОЙ
г
еос
инклинали
начинается
с
ниж,
него
мела.
Юрские
отложения
почти
не
вскрыты
в
пределах
Аджаро-Триалет
ског
о
хребта.
Лишь
в
северной
его
части
известна
среднеюрская
спилито
порфировая
вулканогенная
толща,
сложенная
эффузивными
породами,
и
,
в
особенности,
пирокластическими
образованиями.
И.
Р.
Кахадзе
предполагает,
что
эта
толща
распространена
под
меловыми
отложениями
и
в
остальной
части
Аджаро-Триалетии.
В
верхней
юре
и
в
начале
ниж
него
мела
Аджаро-Триалетия,
вероятно,
представляла
область
сноса.
В
конце
нижнего
мела
(апт-альб)
большая
часть
района
современного
Аджаро-Триалетского
хребта
покрывается
морем.
Здесь
отлагаются
мергели
и
отчасти
порфириты,
но
они
по
своей
мощности
(около
400
М)
еще
не
очень
резко
отличаются
от
прилежащих
районов.
Обособление
Аджаро-Триалетской
геосинклинали
происходит
несколько
позднее.
В
альбе
и
сеномане
в
Аджаро-Триалетской
геосинклинали
накапли
вается
уже
мощная
(в
среднем
не
меньше
1
КМ)
толща,
почти
целИl{ОМ
сложенная
порфиритами
и
их
туфами,
замщаемая
к
югу
и
северу
в
об
ласти
Грузинс
кой
и
Артвинско-Сомхетской
глыб
более
кислыми
даци
товыми
лаваJ\1И
.
Аналогиqная
приуроченность
альб
итофировы
х
толщ
к
периферии
геосинклинали
наблюдается,
по
данным
Г.
С.
Дзоценид
зе;
.
и
в
других
случаях.
И
З
осадочных
пород
в
данном
горизонте
присутствуют
обычно
лишь
мергели.
Кроме
того,
встречаются
иногда
известнЯIШ
с
редкими
стяже
ниями
кремней.
Магма
мелового
вулканизма
Аджаро-Триалетской
геосинклинали
уже
не
базальтовая,
как
в
средней
юре,
а
главным
образом
андезитовая;
спилиrы
встречаются
лишь
в
основании
меловой
вуш
{а
ног
ен
ной
толщи.
В
сеноне
в
Аджаро-Триалетской
геосинклинали
интенсивность
вул
канических
процессов
заметно
уменьшается.
Накопление
порфиритов
происходит
лишь
В
южной
ее
части,
но
и
здесь
они
чередуются
с
мерге
лями
и
известняками
литографского
типа,
почти
целиком
слагающими
разрез
сенонских
отложений
центральной
и
северной
частей.
Мощность
этих
отложений
достигает
450
м.
Пестроцветные
мергели,
карбонатные
глины
и,
реже,
известняки
слагают
также
отло
ж
ения
датского
яруса
и
нижнего
палеоцена
мощностью
60-100
М.
Вулканическая
деятельность
в
·
это
время
отсутствует.
В
середине
палеоцена
в
геосинклинали
возникает
ряд
поднятий,
рост
которых
сопровождается
складчатостью.
Интенсивная
денудация
этих
кордильер
создает
материал
для
формирования
флишевых
отложений.
Мощность
этих
отложений
верхнего
палеОЦена
и
нижнего
эоцена
дости
гает
2
км.
В
большинстве
случаев,
особенно
в
пределах
поднятий,
они
40
ОСНОВЫ
литологии.
626
ОСАДОЧНЫЕ
ФОРМАЦИИ
несогласно
ложатся
на
более
древние
породы.
Вулканогенные
образования
во
флише
Аджаро-Триалетской
геосинклинали
отсутствуют.
В
среднем
ЗОЦеJ;Iе
вновь
начинается
'Энергичное
погружение,
со
провождающеесся
исчезновением
внутригеосинклинальных
поднят,Ий
и
накоплением
очень
мощной
(5
к-м)
вулканогенной
толщи,
сложенной
главным
образом
туфобрекчиями,
туфогенными
породами
и
покровами
андезитов.
В
основании
ЗТОЙ
толщи
присутствуют
преимущественно
андезитовые
туфы,
образующие
большое
количество
маломощных
ритмов
(п:црокластический
флиш).
Вулканогенная
толща
среднего
зоцена,
по
мнению
Г.
С.
Дзоценидзе,
по
своему
химическому
составу
в
общем
близка
к
диабазово-порфиритовым
образованиям
других
типичных
гео
синклиналей.
В
конце
среднего
зоцена
QПЯТЬ
начинаются
поднятия,
сопровож
дающиеся
резко
выраженной
фазой
складчатости
.
Во
время
складчатости
в
зффузивные
толщи
Аджаро-Триалетской
геосинклинали
происходили
внедрения
интрузивов
близког
.
О
к
ним
возраста
и
состава.
В
верхне
.
м
зоцене
в
Аджаро-Триалетской
геосинклинали,
большей
частью
после
перерыва
в
складчатости,
откладывались
глинисто-песчаные
вулканогенные
и
мергелистые
отложения.
Вулканогенные
отложения
по
своему
составу
близки
к
среднезоценовым
отложениям.
Общая
мощ
ность
верхнеЗОЦенового
комплекса
достигает
1,5
К-М.
Быстрая
смена
характера
разреза
и
разобщенность
выходов
указывают
на
их
накопле
ние
в
изолированных
бассейнах,
на
которые
в
зто
время
вновь
распалась
Аджаро-Триалетская
геосинклиналь.
В
конце
верхнего
зоцена
происхо
дит
складчатость
и
общая
регрессия
моря,
в
связи
с
чем
волигоцене
значительная
часть
Аджаро-Триалетии
становится
областью
сноса.
В
по
гружающихся
еще
районах
пр"оисходит
накопление
преимущественно
гип
соносных
ГЛИН,
мощность
которых
'
местами
достигает
2,5
К-М.
В
нижнем
миоцене
Аджа
ро-
Триалетская
геосинклиналь
окончаТ{)льно
преобраэуется
в
интенсивно
складчатую
горную
страну
:
3а
пределами
ее
в
неогене
на
капливаются
МОЩJJЬJе
песчано-глинистые
и
глинистые
толщи.
В
среДJJем
'
И
верхнем
миоцене,
в
плиоцене
и
четвертичном
периоде
в
пределах
Арт
винско-Сомхетской
глыбы
и
отчасти
в
южной
части
Аджаро-Триалетии
происходят
извержения
вначале
кислых
андезито-дацитовых
лав,
а за
тем
основных
долеритов
и
андезитобазальтов
.
В
целом
а
льпийский
период
геологической
истории
Аджаро-Триалет
ской
геосинклинали
может
быть
подразделен
на
два
зтапа.
Первый
на
чался
с
альба
или,
может
быть,
с
юры
и
закончился
в
нижнем
зоцене.
Второй
-
продолжался
со
среднего
зоцена
до олигоцена.
Каждый
из
них
характеризовался
вначале
общим
погружением
и
затем
распаде
нием
единой
гео.синклинали
на
ряд
прогибов.
В
конце
периода
в
зтой
обстановке
формировался
флиш
Однако
первый
зтап
не
повлек
за
собой
закрытия
геосинклинали.
Позже
зта
область
вновь
вовлекается
в
знергич
ное
опускание,
сопровождающееся
накоплением
мощных
вулканических
толщ
среднего
зоцена.
·
Г.
С.
Дзоценидзе
на
основании
анализа
истории
вулканизма
,
Ад
жаро-Триалетии
также
выделяет
на
протяжении
мела
и
палеогена
один
крупный
вулканический
цикл,
распадающийся
на
несколько
мелких.
Каждый
из
зтих
циклов
начинался
излиянием
спилитов
и
лабродорито
вых
или
авгитовых
порфиритов.
Несколько
позже,
в
период
поднятий
непосредственно
предшеств<!вавших
складчатости,
происходило
излия
ние
дацитов
и
кварцевых
альбитофиров.
Во
время
самой
складчатости
наблюдалось
внедрение
гранодиоритовых
и
других
подобных
интрузиЙ.
ФОРМАЦИИ
И
их
ПРОСТРАНСТВЕННОЕ
РАСПРЕДЕЛЕНИЕ
627
После
складчатости
изливались
преимущественно
базальтовые,
часто
щелочные
лавы.
Помимо
этого,
спилиты
И
порфириты,
образующиеся
до
складчатости,
приурочиваются,
как
правило,
к
зонам
интенсивных
по
гружений,
а
более
кислые
лавы
тяготеют
к
областям
относительных
под
нятий,
так
же
как
и
интрузивные
тела.
3еленокаменная
зона Среднего
"Урала.
В
пределах
современного
Урала,
согласно
работам
В.
М.
Сергиевского,
следует
различать
три
.
зоны,
заметно
неодинако:зые
по
характеру
вулканических
явлений,
истории
осадконакопления
11
тектоническому
режиму.
3ападная
из
этих
аон,
называемая
В.
М.
Сергиевским
спилито-диа
базовой,
располагается
к западу
от
Орска,
Верхнего
Тагила,
Нижней
Туры
и
Rарпинска.
Эта
зона
харю{теризовалась
с
самого
начала
верх
него
с.илура
трещинными
излияниями
спилитов
и
диабазов,
переслаива
ющихся
с
граптолитовыми
сланцами.
Извержения
спилитов
и
диабазов
заканчиваются
до
верхнего
луд
лоу
излияниями
альбитофиров.
Происходят
и интрузии
перидотитов
с
подчиненными
габбро.
Мощность
вулканогенной
верхнесилурийской
толщи
вместе
с
приуроченными
к
ним
граптолитовыми
сланцами
достигает
1000
М.
В
девоне
и
в
нижнем
карбоне
в
западной
зоне
вулканические
явления
почти
отсутствуют,
и
отлагаются
нормальные
осадочные
породы.
Центральная
зона,
называемая
В.
М.
Сергиевским
андезитовой,
в
те
чение
всего
верхнего
силура
и
девона
испытывала
интенсивное
погруже
ние,
сопровождавшееся
сильными
вулк
'
аническими
извержениями.
Мощ
,
ность
образовавшихся
в это
время,
преимущественно
вулканогенных,
толщ
в
Южном
Урале
в
7-10
раз
превышает
мощность
соответствующих
по
возрасту
отложений
спилитово-диабазовой
зоны и
достигает,
веро
ятно,
7-8
1'i:M.
Эта
зона,
по
данным
В.
М.
Сергиевского,
имеет
в
общем
симметричное
строение
и
по
периферии
оконтурена
излияниями
диабазов
и
альбитофиров,
а
также
серпентинитовыми
интрузиями
верхнесилурий
ского
возраста.
Характер
вулканической
деятельности
периодически
ме
нялся.
После
ИЗЛИЯНИ$!
диабазов
и
основных
порфиритов
формировались
породы,
близкие
к
андезитам
и
дацитам,
а
затем
иногда
образовывались
трахитовые
порфиры
(ортофиры
и
кератофиры).
В
общем,
здесь
наблю
дается
почти
такое
же
соответствие
между
составом
интрузивных
и
эффу
зивных
пород
как и
в
Аджаро-Триалетской
геосинклинали.
В
конце
девона
пры{ращается
прогибание
андезитовой
зоны
геосин
клинального
прогиба.
Нижнекаменноугольный
вулканизм,
проявившийся
в
ее
преде(IJах
на
,
Южном
Урале,
характеризовался
образованием
базаль
тово-риолитовых
пород,
представленных
часто
и
за
пределами
геосин
клинальных
зон.
Восточная
вулкани:ческая.
зона,
западный
край
которой
намечается
•
полосой
ва
рисских
гранитов,
в
течение
верхнего
,
силура
и
девона
ха
рак,.
теризовалась
такими
же
вулканичеСI\ИМИ
явлениями,
как
и
центральная
зона.
В
верхнем
девоне
и
в
карбон~
здесь
происходят
излияния
диабаЗ0В
и
спилитов,
в
визе
сменившихся
выбросами
андезитов,
а в
конце
визе
или
·
в
на.мюре
происходит
излияние
кислых
пород.
В
западной
части
этой
·
вулканогенной
толщи
протягивается
пояс
карбоновых
ультраос
новных
интрузиЙ.
Для
иллюстрации
последовательности
образования
осадочных
фор
маций
в
центральной
зоне
'
рассмотрим
развитие
в
силу
ре
и
девоне
,
Исовского
района
Среднего
Урала,
основываясь
на
исследованиях.
Н.
А.
ШтреЙса.
Одновременно
этот
пример
свидетельствует
о
важности
выявления
зонального
строения
геосинклиналей.
40*