Зв`язок фацій зі складчастими і розривними структурами
Зв`язок між фациями і тектонічними структурами проявляється по-різному. Це залежить від характеру і розмірів структур. Іноді навіть на оголенні вдається простежити зміну фацій, пов`язане з тектонічної структурою: збільшення потужності по падінню шарів, розщеплення шарів і поява більш тонкозернистого матеріалу. При наявності більших структур, наприклад антиклинория і синклинория, зв`язок між ними і фациями можна з`ясувати при зіставленні відкладень на більш великій площі шляхом порівняння розрізів по ряду оголень. Нарешті, зв`язок фацій з такими великими тектонічними формами, як щити, антеклізи і синеклізи на платформах, прогини і підняття в геосинклінальних областях, може бути помічена лише при регіональних дослідженнях.
Зв`язок фацій зі складками платформнихі перехідних областей. Складки платформнихі перехідних до геосинклінальним зонам областей належать до типу переривчастих, неповних складок (Білоусов, 1962). Однією з характерних особливостей таких складок є тривале їх розвиток: деякі з них залягали під час накопичення опадів і продовжують формуватися з перервами аж до сучасної епохи. Природно, що умови накопичення опадів в різних місцях складчастої структури різні: на зводі одні, в мульді - інші і т. Д.
Мугоджарскіх гори представляють в мезозойськім і кайнозойської структурних ярусах характерну структуру платформного типу. Це брахиантіклінальниє складки, витягнуті в меридіональному напрямку. Дослідження Р. Г. Гарецкого (1961) показали, що широко поширені в цьому районі мезозойські відкладення виявляють чітку залежність фацій і потужностей від складчастих структур. На розрізі на південь від Мутоджарскіх гір видно зміни, що відбуваються в цьому напрямку: паралельно зі збільшенням потужності зростає число збережених в розрізі стратиграфических горизонтів (т. Е. Зменшується тривалість перерв у опадонакопичення), породи стають менш піщанистих, з`являються все більш пелагические відкладення.
З куполами і брахіантіклінальнимй складками нерідко бувають пов`язані нафтові і газові родовища. В СРСР такі структури широко поширені в Ембенском нафтоносної області, на Кавказі і в інших районах. Якщо перед вами стоїть вибір, куди краще відправиться на лікування за кордоном, то тоді вам варто звернутися за адресою . На даному Інтернет-ресурсі ви знайдете багато корисної інформації і цікаві пропозиції по організації медичного обслуговування в кращих клініках Ізраїлю, Німеччини, Кіпру, Швейцарії та США.
Багато прикладів зв`язку характеру фацій зі складчастими структурами і розломами дає геологія мезозойських і кайнозойських відкладень Середньої Азії. Згідно Е. А. Головіну (1959), палеогенові відкладення Чирчик-Ангренского району в Узбекистані виявляють залежність складу та поширення від тектонічних структур. Фаціальний аналіз показав, що в Палеоген цей район представляв вдававшийся в сушу морська затока. Загальні контури затоки, а отже, і основні риси розподілу фацій в його опадах відповідають розташуванню великих сучасних орографічних елементів (хребтів і міжгірських долин), які збігаються з великими тектонічними елементами (поднятиями і депресіями).
У крайових частинах геосинклінальних областей, де власне геосинклінальна складчастість загасає і спостерігається перехід до складкам проміжного типу, іноді простежується чітка залежність між фациями і тектонічними структура-ми. Прикладом такого району є Кобистана в Азербайджані.
У Північному Кобистане поширені досить круті складки. Найбільш детально досліджена Малосіякінская мульда і обмежують її з півночі і з півдня антиклинали. Мульда є стислу кормушка з досить спокійним замком, складену вельми повним комплексом опадів олігоцену і міоцену. Для неї дуже характерно поступове зменшення кутів падіння шарів при переході від більш древніх шарів до більш молодим. Так, падіння шарів порід олігоценового віку (Майкопський шари) 65-80 °, а меотіческій ярусу міоцену 40-45 °. Таке збільшення інтенсивності складчастості з глибиною супроводжується змінами потужності і літологічних особливостей відкладень.
Потужність відкладень третинного віку досягає максимальних значень уздовж осі мульди, зменшується на крилах і досягає мінімуму на склепіннях сусідніх антиклиналей. У центральних частинах мульди потужність міоценових відкладень в два-три рази більше, ніж на крилах. При накопиченні опадів в прогибающейся синклинали зменшення потужності всієї товщі до склепіння антикліналі відбувається, ймовірно, не тільки в результаті зменшення товщини окремих (або всіх) шарів, але і внаслідок первинного виклинювання в цьому напрямку окремих тонких (сантиметрових) прошарку, не порушує загальної безперервності всієї товщі.
Збільшення потужності в синклінальних прогибах відбувається і іншим шляхом: у результаті зісковзування, зсуву опадів з крил. Н. С. Шацький наводить ряд прикладів подібних порушень міоценової товщі, зобов`язаних своїм походженням сповзання опадів.
Причиною зменшення потужності осадових товщ на крилах і в зведеннях антиклиналей є випадання окремих частин розрізу в результаті розмиву або перерв в осадкообразованіі на позитивних елементах структури. Ці явища викликають місцеві незгоди на антікліналях, в той час як в сусідніх синкліналь є безперервний розріз.
Зміни потужності відкладень супроводжуються змінами литологических ознак. Так, один з горизонтів сармата представлений всередині мульди шаруватими глинами і мергелями. Ближче до сусідньої антикліналі в цьому горизонті з`являються про- шари глинистих пісків і пісковиків і внутріформаціонние конгломерати. Галька конгломератів погано окатанную, незграбна, складається з пісковиків, мергелів, доломітів і аргілітів крейдяних і палеогенових світ, що складають ядро антиклинали. Ці факти вказують на те, що в сарматський століття звід складки було піднято вище рівня моря і піддавався розмиву. Аналогічні шари конгломератів і пісковиків зустрінуті і в інших місцях по периферії великих антиклиналей. Склад гальок конгломератів за-висить від складу тих давніших порід, які беруть участь у складанні прилеглих антиклиналей.
Меотіческій ярус розглянутої території іноді представлений своєрідними брекчіевідно доломитами. У більшості випадків вони складають крила антиклиналей. У глибоких мульдах і на периклінальних закінченнях антиклиналей вони частіше відсутні. У ряді розрізів видно, що брекчіевідние доломіт вниз по падінню переходять в товщу глин з окремими брилами і щебенем доломіту, причому роздробленість їх зменшується в міру віддалення від антиклінальних гребенів. Брекчіевідние доломіт утворилися, мабуть, в результаті роздроблення пластових доломіту підводним зісковзуванням, а також шляхом вимивання з них на позитивних елементах підводного рельєфу глинистих частинок і вторинного цементування уламків доломітовим ж речовиною.
Особливості залягання потужних пластів вугілля. У вугільних родовищах, пов`язаних з рухомими платформеними областями, іноді присутні пласти вугілля великої потужності (десятки, а іноді і понад сотні метрів завтовшки). Прикладом може служити Челябінський вугільний басейн. Там потужні вугільні пласти відомі в декількох місцях.
У Центральному родовищі на поверхню виходить вугільний пласт потужністю до 18 м, причому товщина глинистих прошарку в цьому пласті дуже незначна. Найбільшою потужністю вугільної маси пласт мав на виходах до денної поверхні. У міру занурення загальна потужність пласта увелічівается- це відбувається в зв`язку з вклинювання в нього шарів глинистих порід. Потужність вугільної маси зменшується.
Південніше розташована Коркинський родовище. Головне багатство його - потужний, складно побудований вугільний пласт, повна потужність якого досягає 200 м, причому на частку чистого вугілля припадає більше 50% цієї маси. У напрямку падіння пласта загальна потужність його неухильно збільшується. Відбувається це за рахунок вклинювання в нього прошарку піщано-глинистих порід. Потужність пачок чистого вугілля при цьому зменшується внаслідок розщеплення потужної вугільної зони на велике число самостійних вугільних пластів. Чим далі на північ, тим сильніше вони розходяться один від одного.
Після максимального занурення в районі центру мульди шари знову відчувають підняття. Але підняття шарів не супроводжується зближенням вугільних пачок, а, навпаки, триває їх розбіжність. В результаті в північній частині родовища на поверхню виходить не один потужний складний пласт, а велике число самостійних пластів порівняно невеликої потужності, розділених потужними пачками пісковиків, алевролітів і глинистих порід.
Аналогічні приклади розщеплення по падінню потужних вугільних пластів відомі в ряді родовищ на Кавказі, в Забайкаллі, а також і за кордоном, наприклад у Франції, де це ще в минулому столітті було детально описано та вивчено геологом Г. Файолем.
Походження розщеплення наступне. Існують дві важливі причини, що впливають на зростання торфовища: надходження теригенно матеріалу з боку і опускання грунту торфу. Наростання торфу можливо, якщо теригенно матеріалу надходить небагато. При значному принесенні мінеральних часток зростання торфовища припиняється і він виявляється похованим під шаром уламкового осаду. Крім того потрібно, щоб рівень грунтових вод збігався або майже збігався з поверхнею торфу. Нарощування торфу в висоту можливо тільки за умови, що це зростання компенсується зануренням грунту, внаслідок чого поверхня торфовища продовжує залишатися на рівні грунтових вод. Як тільки опускання припиниться, торфовище буде осушений і подальшого зростання не буде. Якщо інтенсивність занурення перевершить швидкість росту, то торфовище виявиться затопленим, що знову-таки викличе припинення його розвитку. І тільки підняття грунту або заповнення виниклого водойми уламковим матеріалом до його поверхні знову створять умови, сприятливі для розвитку нового торфовища.
Припустимо тепер, що область, в якій відбувається накопичення торфу, відчуває нерівномірні опусканія- одна частина занурюється повільно, інша значно швидше. В такому випадку в одній частині буде відбуватися безперервне зростання торфовища, а в іншій частині (внаслідок більш інтенсивного занурення) торфовище виявиться затопленим і накопичення органічної речовини зміниться накопиченням уламкових опадів. Якщо швидке опускання припиняється, то через деякий час депресія виявляється заповненою уламковим матеріалом. Після цього болото знову захопить всю ділянку. Відзначимо, що таке пояснення механізму розщеплення вугільних пластів було дано ще в другій половині минулого століття Ч. Ляйеля (1878).
Вугільні родовища розглянутого типу представляли собою в епоху накопичення вугленосних товщ порівнянообмежені по площі улоговини серед піднесених і іноді навіть гірських областей. У цих умовах занурення викликало негайне заповнення що виникла депресії уламковими продуктами розмиву оточуючих пагорбів. Той факт, що розщеплення відбувається по падінню пластів, т. Е. Вниз від земної поверхні, свідчить про те, що сучасна складчатая структура була вже закладена під час накопичення опадів. Уже в той час, отже, антиклінальні підняття були ділянками, опускається повільніше, тому на них міг стійко розвиватися торфовище, а синклінальні структури були ділянками, відчувають більш сильне опускання, і там тому розвиток торфовища часом переривалося затопленням і накопичувалися уламкові опади - піски і глини .
Фації і розривні порушення. Різний склад порід по обидві -сторін тектонічних розривів - явище звичайне. Найчастіше це пояснюється тим, що в результаті розриву на однаковому рівні виявилися породи різного віку. Ці відмінності, отже, не є фаціальні зміни. Але іноді встановлюється залежність між фациями і тектонічними порушеннями розривного характеру - скидами і надвігамі. Ця залежність виражена в тих випадках, коли розриви мали тривалий розвиток і були виражені в рельєфі (наземному або підводному) області накопичення опадів. При цьому лінії скидів і насувів можуть розділяти одновікові, фаціальні-різні породи. Такий випадок, наприклад, описаний Е. А. Головіним (1959) в Північному Тянь-Шані, де у всіх горизонтах палеогену, розвинених в районі одного з розломів, спостерігаються фаціальні відмінності по обидві сторони розлому. При цьому блок на північний схід від розлому був піднятий по відношенню до південно-західного блоку, де розвинені більш глибоководні відкладення.
Іноді при пологах насувів і шарьяжей відбувається зближення одновікових, фаціальні різних зон, які спочатку (при осадконакоплении) розташовувалися далеко один від одного.
Фації і складки геосинклінальних областей. Для геосинклінальних областей характерні складки лінійного типу. Прикладами є складчасті структури Великого Кавказу і Уралу. Лінійна складчастість розвивається зазвичай після облог-кообразованія, а тому в геосинклінальних товщах зазвичай не вдається помітити зв`язку між фаціальними змінами та окремими складками.
У Рурському басейні давно вже було відмічено збільшення інтенсивності лінійних складок з глибиною, на підставі чого був зроблений висновок про одночасність складчастості Рурського басейну з опадонакопиченням. Згодом було доведено, що зміна характеру складок на глибині пов`язане там з дисгармонійним характером складчастості.
Детальні спостереження зміни складу і будови розрізів в деяких районах лінійної складчастості Донецького басейну дозволили виявити, що закладення етой.складчатості відбувалося вже під час накопичення опадів. Ймовірно, що ретельні дослідження дозволять виявити такі ж особливості і в інших областях лінійної складчастості геосінкліналей.
