Характеристика

Для литоральных фаций характерны крупно- и среднеобломочные породы с битой ракушкой, с остатками прибрежной растительности (на низких берегах в тропических областях — торфяники) и хемогенные осадки в аридных климатических зонах. Для неритовой свойственны разнообразные терригенные и органогенные осадки. В этой зоне сосредоточено наибольшее количество донных организмов, обладающих или массивными раковинами, или панцирями, и организмов, плотно прикрепляющихся к скалам.

О глубинах бассейнов, в которых шло осадконакопление, могут рассказать аутигенные (образуются на месте возникновения породы) минералы (глауконит, фосфорит и др.).

Глауконитовые породы в современных водоёмах формируются на больших пространствах, образуют широкие полосы вблизи побережий Африки, Южной Америки и Австралии. Глубина отложения пород колеблется от десятков до сотен метров. Максимальноеглауокнитообразование приходится на глубины около 150—200 м, то есть на границе окислительной и восстановительной сред.

Определить глубину накопления морских осадков могут помочь и многие химические образования в морских илах, например кальцитовые оолиты. Массовые накопления кальцитовых оолитов зарегистрировано у пологих берегов аридных зон на глубинах от 0 до 10 м. Для батиальных фаций характерны разнообразные илы, для абиссальной — полигенные осадки.

Переходные фации Лагунные фации

Лагу́нныефа́ции — подгруппа переходной группы фаций.

Виды лагунных фаций:

• фации опреснённых бассейнов — фации, которые формируются в условиях гумидного климата и представлены песчано-глинистыми породами с остатками пресноводных моллюсков и рыб, органогенными (торф, известняки, ракушечники) и хемогенными (карбонаты);

• фации осолоненных бассейнов — фации, которые формируются в условиях аридного климата и сложены галоидными солями, гипсом, ангидритом, доломитом и др., органические остатки отсутствуют.

Дельтовые фации

Фа́ции де́льт и эстуа́риев — подгруппа переходной группы фаций.

Они образованы косослоистыми песками и глинами, пачки которых залегают линзообразно. Характерны фаунам опреснённых бассейнов, остатки наземной фауны и флоры, залежи угля и нефтематеринских пород.

Континентальные фации

Континентальные фации очень разнообразны и изменчивы как в горизонтальном, так и в вертикальном направлениях. В континентальных фациях мало органических остатков, в основном это кости позвоночных, пыльца и оболочки спор растений. В них широко распространены окисные соединения железа, придающие осадкам красно-бурую окраску.

Существуют две группы континентальных фаций:

• Флювиальные — образующиеся в условиях водной среды (речные, озёрные, болотные и др.);

• Образующиеся на суше, в наземных условиях (эоловые, гравитационные, элювиальные коры выветривания, флювиогляциальные и др.).

3. Методы определения возраста интрузивных тел.

Все магматические породы по условиям их образования делятся на породы интрузивные (глубинные) и породы эффузивные (излившиеся). Относительный возраст и тех и других определяется по соот­ношению их с вмещающими осадочными породами. При определении относительного возраста интрузии считают, что она моложе тех пород, которые ею прорваны, так как такое соотноше­ние могло возникнуть только в том случае, если вмещающая порода существовала до внедрения в нее магмы. С другой стороны, интрузив­ная порода всегда древнее пород, залегающих на ее размытой поверх­ности. Такой характер контакта интрузивной породы с вышележащей указывает на то, что интрузия уже существовала до того, как стали накапливаться породы, лежащие выше поверхности размыва. Если контакт интрузии с вышележащей толщей не является поверхностью размыва, считать интрузию более древней, чем вышележащая толща, нельзя, так как любая интрузия образуется при остывании магмы в глубине, и выше нее всегда есть толща, образовавшаяся еще до внед­рения магмы в земную кору. Если имеется несколько взаимно пересекающихся магматических тел, то магматическое тело, секущее другое, всегда моложе последнего.

Билет №5

1. Батиаль, батиальная зона, зона Мирового океана, занимающая промежуточное положение между неритовой (мелководной) и абиссальной (глубоководной) зонами. Геоморфологически примерно соответствует материковому склону. Термин в настоящее время встречается преимущественно в гидробиологии как наименование зоны обитания организмов, предпочитающих глубины океана в пределах 200—2500 м.

Абиссаль, абиссальная зона — зона наибольших морских глубин, населённая сообществами бентоса океанического дна. Характеризуется отсутствием дневного света (постоянно находится в вечной темноте), слабой подвижностью вод. Живые организмы, населяющие абиссальные зоны, способны выдерживать значительное глубинное океаническое давление, характеризующее эти зоны (до 775 кг на см²). Животные в основном слепы, отличаются древностью. Воды отличаются очень низкой температурой (+2 °C) c низким содержанием биогенных веществ

УЛЬТРААБИССАЛЬ, зона наибольших океанических глубин (6—11 тыс. м), приуроченных к океаническим желобам. Общая площадь ультраабиссали менее 1,5% дна океана. Условия жизни в ультраабиссали существенно не отличаются от таковых в абиссали, исключая гидростатическое давление, равное 60—110 МПа, которое создаёт экологическую изоляцию ультраабиссали от окружающих пространств ложа океана и обусловливает своеобразие её фауны (около 60% видов — эндемики). К жизни в ультраабиссали приспособились лишь различные барофильные бактерии и 700—800 видов животных. С увеличением глубины в ультраабиссали происходит всё большее качественное обеднение фауны

2. Литолого - фациальные и палеогеографические карты

Выяснение условий образования горных пород и восстановление ха­рактера движений земной коры позволяет создать фациальные, литолого-фациальные и палеогеографические карты. Такие карты составляют для определенных отрезков геологической истории. Чем короче отрезок времени и чем меньше площадь, тем точнее карта. На фациальных картах выделяют области распростране­ния тех или иных фаций(Пласт или свита пластов, отличающиеся на всём протяжении одинаковыми литологическими свойствами и включающие одинаковые органические ископаемые осадки). Очень часто на таких картах показан также и литологический характер тех отложений, которыми эти фации представ­лены. Такие карты называются литолого-фациальными. На палеогеографических картах показана древняя гео­графия Земли или участка земной поверхности: распределение суши и моря, областей вулканической деятельности, горных сооружений, об­ластей распространения бассейнов с ненормальной соленостью и дру­гие особенности. Эти карты составляются путем нанесения на современ­ную географическую основу контуров древних морей. Береговую линию их проводят по внешней стороне площадей распространения отложений верхней подзоны шельфа. После нанесения контуров древних морей бе­лые пятна, оставшиеся за этими контурами, считают континентом. Палеогеографические и литолого-фациальные карты имеют большое практическое значение. Они позволяют направлять поиски и разведку месторождений полезных ископаемых, так как размещение последних в земной коре определяется палеогеографическими особенностями эпохи их образования, а также фациальными и литологическими особенностя­ми отложений, к которым они приурочены.

3. методы определения относительного возраста горных пород(Палеонтологический)

Относительный возраст позволяет определить возраст пород относительно друг друга, т.е. устанавливать, какие породы древне, какие моложе. Для определения относительного возраста используют два метода: стратиграфический и палеонтологический.

Стратиграфический метод применяют для толщ с ненарушенным горизонтальным залеганием слоев. При этом считают, что нижележащие слои (породы) являются более древними, чем вышележащие.

Палеонтологический метод позволяет определять возраст осадочных пород по отношению друг к другу независимо от характера залегания слоев и сопоставлять возраст пород, залегающих на разных участках. В основу метода положена история развития органической жизни на Земле. Животные и растительные организмы развивались постепенно, последовательно. Остатки вымерших организмов захоронились в тех осадках, которые накапливались в тот отрезок времени, когда они жили.  

Билет №6

Биономические зоны

выделены в морях и океанах от береговой линии до глубоководных желобов по закономерностям распределения бентосных растений и животных

Биономические зоны-

 Супралитораль- пограничная полоса суша-море, вода в виде волноприбойных брызг и штормовых волн

Органический мир: водорослевые выбросы, внутри с мелкими и микроскопическими животными

 Литораль – зона прилива и отлива

Органический мир: животные и растения имеющие приспособления, позволяющие им выживать во время отлива, в условиях осушки, повышения или понижения температуры, солености и других параметров среды (Коралловые рифы и мангровые заросли).

 Сублитораль – первая постоянная зона водного режима, не подвергающаяся осушению (нижняя граница по исчезновению водорослей – 130-200 м)

Органический мир: наибольшее биоразнообразие.

 Эпибатиаль – бывает, если граница сублиторали не совпадает с геоморфологической границей шельфа (нижняя граница 250-500 м).

Органический мир сходен с зоной батиали и абиссали – грунтоеды, сестонофаги, падалееды, хищники. Донные растения отсутствуют.

 Батиаль – располагается в области континентального склона и частично континентального подножия (до глубины 2000-3000 м).

 Абиссаль связана с ложем мирового океана (нижняя граница 6000-6500 м)

 Ультраабиссаль приурочена к глубоководным желобам (максимальная глубина 8000-11034

 Денсаль - зона интенсивной жизни, расположена вокруг гидротерм и других газообразных и жидких источников вещества недр (преимущественно распространена на глубинах 1500-3300 м)

Органический мир: хемосинтезирующие бактерии, кольчатые черви, двустворчатые и брюхоногие моллюски.

= 2 =

Триасовый период.

Триасовая система была выведена в 1831 г. Под названием «кейперские отложения» бельгийским ученым Ж. Омалиусом Д’Аллуа. Под этим названием им были объединены разветые на севере Западной Европы, в Германском бассейне, отложения пестрого песчаника, раковинного известника и радужных мергелей. В 1834 г. Немецкий геолог Ф. Альберти предложил объединить эти три толщи под названием «триас» в отличии от пермских, которые а Западной Европе в то время называли диасом, вследствие их двучленного давления.

Развитие платформ и складчатых поясов

УСЛОВИЯ

Триасовый период, подобно пермскому, характеризовался яр­ко выраженными теократическими условиями. При этом ранне- триасовая эпоха, несмотря на события на рубеже перми и триаса, в тектоническом плане обнаруживает еще определенную преем­ственность от перми и позднего палеозоя в целом. Вместе с тем рассматриваемая эпоха отличается затуханием тектонической и магматической активности, что привело к тому, что горные соору­жения Урала, Аппалачей, Западной и Центральной Европы, Пе­редней и Центральной Азии и Восточной Австралии подвергаются интенсивному размыву и превращаются в невысокие возвышен­ности.

Сильная засушливость в триасе стала причиной накопления мощных толщ эвапоритов и исключительно огромного по площади распространения красно- и пестроцветных и гипсоносных осадков. Темп карбонатонакопления снизился. Это было связано не только с малой площадью морского осадконакопления, но и с высоким уровнем карбонатной компенсации в океане. Этот вывод основан на факте отсутствия карбонатных отложений в глубоководных прогибах, которые стали ареной формирования терригенно-крем- нистых осадков.

Пангея II еще сохранила свою монолитность (рис. 15.2), несмот­ря на продолжающееся развитие внутриконтинентальных рифто- вых систем в Южной и Восточной Африке, Центральном Индо­стане и на западе Австралии. Она простиралась от высоких ши­рот Северного полушария до приполярных широт Южного полу­шария. Северный полюс располагался где-то на крайнем северо- востоке Сибири, а южный — в районе Тасмании. Обский межкон­тинентальный рифт на севере Западной Сибири и в Карском море

обозначения см. на рис. 9.3

с его Енисей-Хатангским ответвлением был, видимо, связан с Юж- но-Анюйским океанским бассейном и представлял его окончание. К нему тяготела обширная область траппового магматизма Тун­гусской синеклизы и Южного Таймыра. По-прежнему существо­вали Амуро-Охотский и Дунбэйско-Приморский бассейны Палео­азиатского океана, еще в позднем палеозое превратившиеся в апо­физы Палеопацифики. Наиболее широким и глубоко вдававшим­ся в Пангею являлся, как и в позднем палеозое., Тетис, расчле­нявший ее на лавразийскую и гондванскую части. Он заполнялся в основном мелководными и преимущественно карбонатными осад­ками, за исключением осевого глубоководного прогиба, следовав­шего из Горного Крыма к Большому Кавказу и далее в направ­лении Памира и довольно обширного бассейна к югу от Наньша- ня и к западу от Южно-Китайской платформы. Сохранялся про­лив между последней и Индосинийским микроконтинентом, а осе­вая зона Тетиса (теперь уже Мезотетиса) продолжалась по-преж­нему к западу от этого микроконтинента на юг в Малакку. По се­верной окраине широтного глубоководного прогиба и всего Тети­са от Добруджи до Куньлуня и Циньлина простирается краевой вулканоплутонический пояс, а в его тылу в пределах Евразии рас­стилалось эпиконтинентальное море, достигшее наибольшей ши­рины во вторую половину эпохи. К северу морские осадки сменя­ются континентальными. Аналогичные условия существовали на западе и севере северо-американской части Лавразии, в Скалис­тых горах и Свердрупском бассейне, а также на южной, гонд- ванской, окраине Тетиса в Северо-Восточной Африке, Аравии и Индостане.

Вместе с тем в пределах как лавразийской, так и гондванской частей Пангеи усиливались процессы рифтогенеза.

Мощный рифтогенез приводит к возникновению системы узких прогибов, протягивающихся от Ньюфаундленда до западного по­бережья Мексиканского залива. В них формировались терриген- ные морские осадки и лагунные эвапориты. К северу от плато Блейк, на южном продолжении внешней ветви рифтовой системы, распространены озерно-аллювиальные осадки мощностью до 3 км. В южной части рифтовой системы располагались впадины, запол­няемые песчано-глинистыми, в том числе и угленосными, осадка­ми. Сильное погружение охватило западную часть рифтовой сис­темы. Мощность озерных, аллювиальных и дельтовых отложений превышает 5 км, и их накопление нередко прерывалось изверже­ниями базальтов толеитового ряда.

В южной части Калифорнии и в Западной Сьерра-Мадре Мексики возникла островная дуга. Островодужные условия ха­рактерны и для Британской Колумбии, где вулканическая актив­ность ослабела и стали формироваться карбонаты.

Крупный глубоководный бассейн занимал центральную и юж­ную части Аляски. Вулканогенно-кремнистые и терригенно-крем- нистые осадки этого бассейна формировались на продолжении тихоокеанской окраины.

Западную часть сегмента от Южной Аляски до о. Ванкувер на юге составлял микроконтинент Врангелия. В его пределах про­исходили мощные излияния как в подводных, так и в наземных условиях толеитовых и щелочных базальтов и трахитов, мощ­ностью до 3 км. К востоку от Врангелии располагалась сравни­тельно узкая зона распространения андезитов и базальтов. Из­вержения происходили в подводных условиях и скорее всего но­сили характер островодужных.

Вдоль Арктическо-Североатлантической рифтовой системы, морская трансгрессия проникла на юг, в Северное море, где обоз­начился ее осевой рифт, а также в Западную и Центральную Ев­ропу. В начале поздней перми возник огромный Североморско- Среднеевропейский солеродный бассейн; широтным Англо-Дат­ским порогом он делился на две впадины, а вдоль Датско-Поль­ского рифтогенного прогиба временами соединялся с Тетисом. В теле Гондваны усилились погружения на востоке Африки и западе Мадагаскара, представлявших два борта южного рифтового бас­сейна, и на западе Австралии; в южных широтах расширилось рас­пространение морских осадков.

В северо-западном сегменте современного Тихоокеанского коль­ца западная зона Корякского нагорья, а также Буреинский и Хан- кайский массивы в западном обрамлении Сихотэ-Алиня в начале триаса продолжали развиваться в орогенном режиме с образова­нием на краю Сихотэ-Алиня вулканоплутонического пояса. В Ко­рякин к востоку от края континента продолжала существовать- возникшая в позднем палеозое вулканическая дуга. На месте Японских островов между окраиной материка и микроконтинентом Куросегава располагалось окраинное море Чичибу. Далее к югу вдоль восточной окраины Азии господствовали, вероятно, океан­ские условия, как и на востоке Корякин, Сихотэ-Алине и Саха­лине.

Южный сегмент Тихоокеанской окраины представлен океан­скими осадками и вулканогенно-терригенно-кремнистыми остро- водужными комплексами. Они распространены в Орегоне и Кали­форнии. Наиболее глубоководными являлись кремнисто-глинис­тые толщи, распространенные в штатах Орегон и Вашингтон. Скорее всего они накопились ниже уровня карбонатной компен­сации. Юго-восточнее находилась островная дуга Западной Сьерра-Мадре. Восточнее этой дуги накапливались преимущест­венно глинистые и песчано-глинистые морские мелководные и глубоководные толщи.

В юго-западном сегменте Тихоокеанского кольца меланезий­ская окраина Гондваны, от Новой Гвинеи до Новой Зеландии,, включая крайний северо-восток Австралии, представляла и вран- нем триасе активную окраину андского типа, надстроенную крае­вым вулканоплутоническим поясом. Подобный пояс развивался и в Андах, но здесь он уже вступил в стадию угасания. Вдоль ан­тарктической окраины Гондваны вероятно существование вулка­нической дуги. Вулканические дуги и окраинные моря продолжа- .ли развиваться и вдоль кордильерской окраины Северной Америки.

На востоке Лавразии располагались возвышенные равнины и торные массивы, разделенные крупными аккумулятивными низмен­ностями. Суша рассекалась множеством речных систем, которые выносили обломочный материал в Польско-Германский, Барен- девоморский и бассейны Восточно-Европейской платформы.

Временами в озерных водоемах соленость возрастала, и тогда в их пределах накапливались эвапориты и красноцветные терри- генные осадки, обогащенные гипсами и ангидритами.

С севера возвышенная равнина Восточно-Европейской плат- ■формы омывалась мелководным морем, смыкавшимся с морями Гиперборейской платформы. Расположенная на юге озерно-аллю- виальная низменность неоднократно подвергалась затоплению морскими водами. В разрезе чередуются морские и континенталь­ные песчано-глинистые отложения. Эта обширная низменность вплотную примыкала к Уральским горам. Среднегорная область Урала с остаточными предгорными прогибами, заполнявшимися хрубообломочными толщами, отделяла Восточно-Европейскую платформу от Западной Сибири. В пределах последней распола­галась озерно-аллювиальная низменность. В сохранившихся риф- товых впадинах Западной Сибири накопление терригенных осад- жов сопровождалось вулканическими извержениями, синхронными с рифтовым вулканизмом Сибирской трапповой провинции.

Общая тектоническая и физико-географическая обстановка среднетриасовой эпохи была сходна с раннетриасовой, однако в течение среднего триаса начинают развиваться тенденции, которые в дальнейшем приведут к большим изменениям. Так, отмечается расширение расклинивавшего Пангею II залива океана Тетис, достигавшего крайнего запада Средиземноморья, и одновремен­но расчленение его средиземноморской части на блоки карбонат­ных платформ и более глубоководные прогибы с тонкими и карбо­натными, кремнистыми и глинистыми осадками и проявлениями вулканизма изменчивого состава, в том числе повышенной щелоч­ности. Наиболее значительные из этих прогибов простирались по периферии Адриатического выступа Гондваны, в Сицилии и Ка­лабрии (Италия) и Динаридах (Югославия); последний прогиб прослеживается далеко на восток, вплоть до северной Анатолии (Турция) и даже дальше; он характеризуется особенно мощным и пестрым по составу вулканизмом, а также интрузивной деятель­ностью. По-прежнему существует Крымско-Кавказский глубоко* водный прогиб с его продолжением в Центральный Памир и Ти­бет и далее к юго-востоку и вулканоплутоническим поясом в се­верном обрамлении.

К северу от Тетиса, в пределах Западной и Центральной Ев­ропы, Причерноморья, Предкавказья, Прикаспия и западного Турана, продолжал располагаться обширный солоноватый этш- континентальный бассейн, связанный теперь уже несколькими про­ливами (Бургундский, Мораво-Силезский, Восточно-Карпатский) ■с Тетисом. На севере Европы аналогичный бассейн охватывал

Баренцево море со Шпицбергеном и Землей Франца-Иосифа и Тимано-Печорскую низменность. На западе, он продолжался вдоль северной окраины Северной Америки, сливаясь в районе Аляски с морем Кордильер, а на востоке, простирался по северной пери­ферии Азии, переходя в ее обширную Верхояно-Колымскую пас­сивную окраину, унаследованную от более ранних эпох. Но боль­шая часть площади Северной Америки, Восточной Европы, За­падной и Восточной Сибири оставалась сушей с отдельными очень неглубокими впадинами (Днепровско-Донецкая и др.), заполняв­шимися континентальными осадками. Морские воды проникают, однако, в Ениеей-Хатангский и Вилюйский заливы.

Континентальные условия и денудация господствуют почти на всей площади Гондваны, где происходит выработка гондванской поверхности выравнивания. Исключение составляют узкая и пре­рывистая полоса развития морских осадков вдоль западного по­бережья Южной Америки, аналогичные полосы — вдоль западных побережий Австралии и Антарктиды и более обширные заливы восточного Алжира и Туниса, а также Аравии, оба с водами по­вышенной солености.

Во второй половине триаса в пределах Африканской платфор­мы стали возникать понижения, которые оказались занятыми озерами. Морские бассейны располагались на севере и вдоль вос­точной окраины материка. В Алжиро-Тунисском, Нильском и Тан­занийском бассейнах в условиях нормальной солености отлагались разнозернистые песчаные и алевритовые толщи. Невысокий гор­ный кряж находится в Атласе. Аналогичный массив располагался в Капской области.

Море распространяется в систему рифтовых прогибов, возник­ших вдоль юго-восточной окраины континента. В вытянутых, но изолированных бассейнах осаждаются эвапориты. Крупные соле- родные лагуны возникли в Алжиро-Тунисской системе, и в узком рифтовом бассейне, простиравшемся от Марокко до Гвинеи-Би­сау. В основании солеродной толщи находится толща толеитовых базальтов и андезитов.

Почти вся Австралийская платформа в раннем триасе пред­ставляла сушу. Вдоль ее западной окраины располагался рифто- вый морской бассейн, в котором накапливались глинистые мел­ководные осадки. Временами море отступало и приморская низ­менность становилась ареной накопления дельтовых и озерно- пойменных осадков. На востоке платформы вблизи западного склона орогена Хантер-Боуэн в бассейнах Большом Артезианском и Кларенс-Моретон накапливались песчаные аллювиальные осад­ки. Аллювиальная равнина, примыкавшая к возвышенностям, сменялась дельтовой приморской низменностью Сиднейского бас­сейна. В замкнутом Тасманском бассейне накапливались аллюви­альные, в основном пойменные, осадки. Временами здесь возника­ли озерные водоемы с высокой соленостью вод, и тогда отлага­лись эвапориты.

В восточном направлении в сторону хребта Хантер-Боуэн мощ­ность континентальных отложений нижнего триаса возрастает до 3 км. На востоке орогена находился окраинный вулканический пояс, в пределах которого изливались преимущественно андези- товые лавы.

Мелководное море, с песчаным и песчано-глинистым осадкона- коплением, располагавшееся в Новой Зеландии и Новой Каледо­нии, стало углубляться. В области континентального склона на­капливались турбидиты с пеплами и туфами, базальты и крем­нисто-вулканогенные. серии, характерные для окраинных морей. На севере, в области Папуа-Новой Гвинеи, также находился кон­тинентальный склон. В примыкавшей к нему области шельфа формировались известково-терригенные толщи небольшой мощ­ности.

Наиболее сложная обстановка наблюдалась, как и ранее, вдоль активных тихоокеанских окраин Азии и Северной Америки. В пределах первой продолжают существовать Южно-Анюйский, Монголо-Охотский и Амуро-Уссурийский заливы, мелководные на западе, глубоководные на востоке. Восточная Корякия, Камчатка, Сихотэ-Алинь, Сахалин, восточные зоны Японии представляют уже окраину собственно океана; южнее она включает и будущие Фи­липпины.

С североамериканской стороны более отчетливо, чем с азиат­ской, устанавливается присутствие вулканических дуг и отгоро­женных ими окраинных морей. Вдоль западных зон Анд продол­жается вулканическая деятельность, равно как и вдоль мелане­зийской окраины Палеопацифики. В Северных Андах и Австра­лии в тылу вулканических поясов протягиваются прогибы, запол­ненные континентальными осадками.

В позднем триасе в пределах Пангеи произошло дальнейшее усиление процессов рифтогенеза, предвещающее ее близящийся распад. Одновременно на периферии продолжалось формирование вулканических Дуг и краевых вулканоплутонических поясов. Оче­видно, что эти процессы были сопряженными — нарастание рас­тяжений внутри Пангеи II и сжатия — субдукции вдоль ее окраин с сокращением площади Панталассы.

Рифтогенез в области Пангеи II получил свое наиболее яркое проявление в Северо-Атлантическом регионе. Мощная система континентальных рифтов протянулась вдоль восточной окраины Северной Америки от Ньюфаундленда до Мексиканского залива. Но основной ствол этого рифтового пояса по-прежнему проходил через будущую Атлантику и от него к юго-востоку отходил ряд ветвей, пересекавших Европу и Магриб; главными из них были Североморская, Датско-Польская, Бискайско-Пиренейская и Ма­рокканская. Развитие двух последних, а также. Северо-Американ- ской рифтовой системы сопровождалось основным вулканиз­мом.

Аналогичный процесс рифтогенеза, также сопровождавшийся основным вулканизмом, затронул широкую полосу вдоль восточ- ною склона Урала и прилегающей части Западной Сибири, вклю­чая Тургайский прогиб. Он продолжался также на южной пери­ферии Восточно-Европейского континента и в пределах Турана, в тылу сохранившего свою активность краевого вулканоплутоничес- кого пояса в северном борту Тетиса. Здесь, однако, в отличие от атлантического, этот рифтогене.з не перерос в дальнейшем в оке­анский спрединг, а лишь создал предпосылку для последующего образования обширного Западно-Сибирского эпиконтинентального бассейна.

Между тем подобные бассейны, Северомореко-Среднеевропей- ский и Баренцевоморский (с охватом Тимано-Печорской плиты), продолжали развиваться в северной половине Европы, накапли­вая значительные (1,5—2,0 км и более) толщи осадков, лагунно- континентальных в первом, мелководно-морских во втором. Мень­шего масштаба погружения наблюдались в Парижском, Аквитан- ском, Днепровско-Донецком, Прикаспийском бассейнах (сине- клизах). На Китайско-Корейском кратоне подобным бассейном был Ордосский; во всех этих впадинах преобладало континен­тальное осадконакопление.

В противоположность этому большая часть площади Северной Америки, Восточной Европы, СиСчри, Северного Китая и Кореи оставалась приподнятой выше уровня океана и служила областя- мй денудации. Исключение составляют прикордильерская, аркти­ческая, восточногренландская окраины Северной Америки, Ви- люйская и Таймырская окраины Сибири, где господствовали ус­ловия прибрежных равнин, временами заливавшихся морем. Осо­бо следует упомянуть широкую северо-восточную, Верхояно-Ко- лымскую окраину Сибири с ее обширным шельфом и протяжен­ным континентальным склоном.

Гондванская половина Пангеи на большей части своей пло­щади оставалась низкой сушей. Моря имели наибольшее рас­пространение, как и ранее, в области ее северной пассивной ок­раины, обращенной к Тетису, на пространстве от Сахары до Ара­вии и северо-западного Индостана. Кроме того, море проникает в рифтовые системы вдоль будущих северо-западной и юго-восточ­ной окраин Африки, северо-западной и западной окраин Австра­лии, а также в рифтовый прогиб, пересекавший Центральные. Ан­ды и достигший в Боливии Южно-Американской платформы. В восточной половине Африки заканчивали свое развитие грабены Карру. В с амом конце триаса — начале юры здесь произошла мощная вспышка траппового магматизма (траппы Драконовых гор).

На востоке в Пангею со стороны Панталассы по-прежнему вдавался обширный залив Тетиса. На его западном окончании в области Западного Средиземноморья континентальная кора про­должала испытывать деструкцию, а рифтогенные прогибы — уг­лубление.

Начиная с северо-западного района Венгрии (горы Бюкк) по­являются признаки перехода континентального рифтинга в спре- динг. Ось этого спрединга продолжается отсюда в зону Вардара на Балканах и далее в северную Турцию и Малый Кавказ (Сева- но-Акеринская зона). Восточнее происходило сближение микро­континентальных блоков Ирано-Афганского и Тибетского между собой и с южной окраиной Евразии и их отодвигание от Гондваны в связи с расширением Неотетиса. Северная окраина Тетиса, в от­личие от противоположной окраины, оставалась активной окраи­ной андского типа с краевым вулканоплутоническим поясом, протягивавшимся от Добруджи до Куньлуня.

Обращенные к будущему Тихому океану окраины Лавразии и Гондваны, как и ранее, характеризовались активным тектони­ческим режимом. В северной половине окраины этого океана, по­добно предыдущим эпохам, отличались развитием энсиматических вулканических дуг и окраинных морей. В южной половине преоб­ладали условия андского типа: на периферии Австралии заканчи­валось развитие краевого вулканоплутонического пояса, а вдоль края Южной Америки протягивалась энсиалическая вулканичес­кая дуга, в тылу которой располагались прогибы с накоплением континентальных осадков.

Завершился поздний триас крупным событием ■— эпохой ин­тенсивных тектонических деформаций сжатия, которая получила название раннекиммерийской в Европе и индосинийской в Азии. Наиболее значительную площадь эти деформации охватили в Вос­точной Азии, где они распространились на территорию от Забай­калья до Индокитая и затронули не только подвижные системы, но и такие стабильные блоки, как Китайско-Корейская и Южно- Китайская платформы, подвергнув смятию их осадочный чехол. С этими деформациями связано замыкание Амуро-Уссурийского, Южно-Циньлинского, Лаосско-Вьетнамского, Юннань-Малайского прогибов, приведшее к причленению Ханкайского, Южно-Китай­ского, Индосинийского и Синобирманското континентальных мас­сивов с этими промежуточными прогибами к основному телу Ев­разии. Вошел в ее состав и Северо-Тибетский массив в связи с замыканием геосинклинальной системы, протянувшейся вдоль юж­ных склонов Куньлуня, Нанынаня и Циньлина и примыкавшего к ней треугольного бассейна Сунпан-Канзе к западу от Южно- Китайской (Янцзы) платформы. Повсеместно индосинийские де­формации, начавшиеся еще в норийский век, сопровождаются зна­чительным гранитообразованием.

Далее к западу индосинийские деформации проявляются уже в самом конце эпохи в Северном Афганистане, Центральном Иране, на южном склоне Большого Кавказа. Они были вызваны столкно­вением Ирано-Афганского континентального блока на востоке с окраиной Евразии, на западе с таким же Закавказским блоком, в свою очередь также примкнувшим к Евразии. Затронули эти де­формации и северо-запад Туранской плиты, в особенности Ман- гышлакский прогиб, Предкавказье, Крым и, наконец, северную Добруджу. В целом они заметным образом изменили очертания южного фасада Евразии, особенно на востоке. Но севернее здесь еще сохранялись два залива Палеопацифики — Амуро-Охотский^ остаточный от Монголо-Охотского, западная часть которого так­же испытала индосинийские деформации и гранитизацию, и Юж- но-Анюйский.

Помимо Евразии деформации рассматриваемой эпохи затро­нули и Южные Анды, сопровождаясь известково-щелочным вул­канизмом и гранитообразованием.

=3=

Геофизические методы расчленения и корреляция разрезов близки к литологичеоким и основаны на изучении и сравнении фи­зических свойств горных пород. Они применяются для выделения в разрезе слоев и пачек, различающихся по физическим харак­теристикам, и для корреляции разрезов между собой и с опорными разрезами, возраст слоев которых определен другими методами.

Для расчленения разрезов скважин широко используется элек­трический и ядерный каротаж. Электрический каротаж основан на расчленении разрезов по удельному электросопротивлению пород, а ядерный — на изучении естественной радиоактивности.

Разная способность горных пород поглощать воду, нефть, про­мывочную жидкость отражается на их электрических свойствах.

По необсаженной скважине измеряют естественное электрическое иоле и кажущееся удельное сопротивление. По их разнице раз­личают обломочные, глинистые и карбонатные породы, слои, насы­щенные водой или нефтью, рудные тела. Расчленение разреза на отдельные пачки осуществляется по каротажной диаграмме. Изу­чение каротажных диаграмм соседних скважин дает возможность сопоставлять одновозрастные пачки и слои пород.

Магнитостратиграфический метод основан на естественной ос­таточной намагниченности горных пород, фиксирующей магнитное поле времени и места ее образования. В нем используется тот факт, что в истории Земли многократно происходили инверсии магнитного поля, когда векторы первичной намагниченности меня­лись на 180°, т. е. северный магнитный полюс становился южным и наоборот. Вектор первичной намагниченности длительное время сохраняется в горных породах и на основании его определения удается сопоставлять отложения и устанавливать их возраст.

Явление остаточной намагниченности объясняется тем, что фер­ромагнитные частицы при застывании лав и при осаждении осад­ков намагничиваются и ориентируются в магнитном поле Земли. В процессе диагенеза и даже при довольно сильных тектонических деформациях первичная остаточная ориентировка ферромагнитных частиц- не нарушается. Перемагничивание происходит лишь при нагреве породы до точки Кюри, при метаморфизме или внедрении интрузии, т. е. начальная намагниченность соответствует ориен­тировке магнитного поля, которое было во время формирова­ния данного слоя. Определяя первичную намагниченность взятых из разреза строго ориентированных образцов (в случае дислоци- рованности их надо мысленно вернуть в горизонтальное положе­ние), удается расчленить разрез на горизонты, обладающие пря­мой и обратной намагниченностью.

В геологической истории Земли менялось не только положение магнитных полюсов, но и расположение крупных блоков земной ■коры. Вместе с тем установлено, что в пределах одних и тех же 'блоков одновозрастные породы обладают одинаковым вектором остаточной намагниченности. По массовым определениям удается не только расчленить разрез и провести сопоставление, но и уста­новить положение данного блока относительно магнитных полю­сов и установить, соответствовало ли в это время магнитное поле современной его ориентировке или было обратным.

33

Сильно облегчает выделение в разрезе определенных реперных палеомагнитных горизонтов наличие в истории Земли длительных интервалов времени с постоянным положением магнитных полю­сов, с одной стороны, и эпох многократных инверсий, т. е. измене­ний полярности, — с другой. Геомагнитные инверсии — это мгно­венные события глобального масштаба и, значит, теоретически возможны построения хронологической шкалы инверсий магнит­ного поля Земли, что и было доказано впоследствии практически. Для того чтобы осуществлять расчленение и корреляцию разрезов палеомагнитным методом, вначале необходимо было знать радио-геохронологический возраст горных пород опорных разрезов, для которых проводились исследования полярности магнитного ноля- Наиболее детально разработана магнитохронологическая шкала для позднего кайнозоя, и постепенно совершенствуется аналогич­ная шкала для всего фанерозоя. Последняя построена на основе сложной периодичности проявления длительных интервалов пря­мой или обратной намагниченности в чередовании с интервалами частых инверсий.

Сопоставление горизонтов обратной и прямой намагниченности только по их знаку, без учета геологической истории региона и всей палеомагнитной шкалы, нередко приводит к ошибкам, так как в разрезах часто имеются скрытые перерывы в осадконакопле- нии. Палеомагнитный метод применяется в совокупности с биост­ратиграфическими и радиохронологическими. Вместе с тем его ценность заключается в том, что жаждая инверсия магнитного по­ля повсеместно отражалась одновременно и на основании этого выделяемые палеомагнитные горизонты являются строго одновоз- растными. Широкое применение палеомагнитного метода сдер­живается его трудоемкостью и необходимостью проведения боль­шого числа наблюдений. Тем не менее он оказывается полезным при расчленении и сопоставлении палеонтологически немых толщ.

Сейсмостратиграфия. В послевоенные годы эффективные поиски месторождений нефти и газа проводились в бассейнах, выделяе­мых с помощью сейсморазведки. Во второй половине 70-х годов геофизические исследования нефтегазоносных осадочных бассейнов до глубин 10 км и более позволили выявлять не только структур­ные, но и стратиграфические и литологические ловушки нефти и га­за. В дальнейшем интерпретация сейсморазведочных данных дала возможность определять особенности вещественного состава по­род, залегающих на глубине, расшифровывать последователь­ность напластований и геологический возраст. Такая разносторон­няя геологическая интерпретация сейсмических данных по пред­ложению группы американских геофизиков (П. Вейл, Р. Митчел, Р. Тодд) получила название сейсмической стратиграфии.

Методика основывается на прослеживании и регистрации отра­жающих границ внутри толщи осадочных пород по профилю. За­пись границ, которые обычно соответствуют поверхностям наплас­тований или существенного изменения физических свойств (хотя это и не обязательно), проводится в прямоугольной системе ко­ординат на равномерно движущейся ленте.. Она представляет со­бой акустико-геологический (сейсмостратиграфический) разрез во временном масштабе, который в общем виде соответствует графи­ческому изображению геологического (стратиграфического) раз­реза.

В этом случае геологическое строение недр расшифровывается с помощью сейсмических или упругих волн, возбуждаемых на по­верхности Земли взрывами, вибраторами или специальными удар­ными устройствами. При исследованиях в акваториях используют электроискровые и газодинамические источники возбуждения упру-гих волн. Распространение этих волн в недрах зависит от типа по­род и их пористости. На границах пород, характеризующихся раз­ной акустической жесткостью (произведение плотности пород на скорости распространения в них упругих волн), сейсмические вол­ны отражаются.

Отраженные волны, достигшие поверхности Земли, регистриру­ются сейсмоприемником, колебания которого превращаются в. электрические сигналы и усиливаются специальными сейсмичес­кими, станциями. Последние представляют собой передвижные многоканальные регистрационные устройства, к каждому каналу которых подключена группа сейсмоприемников, расставленных вдоль прямолинейного сейсмического профиля. В сейсмических станциях имеются устройства, позволяющие преобразовывать ко­лебания сейсмоприемников в фотоизображение вертикального раз­реза по линии. Такие разрезы носят название временных. Геофи­зики и геологи пользуются для геологической интерпретации вре­менными разрезами, так как погрешность их по сравнению с дан­ными бурения составляет 5—29 м до глубин 3—5 км.

На современных сейсмических разрезах выделяются не только изображения от сильно отражающих границ (сейсмических репе­ров), но и от большого количества менее интенсивных границ, заполняющих поля между сейсмическими реперами. Оказалось, что многие слабые границы располагаются не параллельно ос­новным границам, а под разными углами к ним. Такая ориенти­ровка не случайна и отражает фундаментальные свойства реаль­ных сред, которые используются при сейсмостратиграфическом анализе.

По сейсмическим временным разрезам могут быть сделаны вы­воды о геологическом строении недр, в частности выделены по­верхности несогласия. При компенсированном накоплении осадков все слои параллельны и несогласия связаны с тектоническими причинами; при некомпенсированном — все слои залегают нак­лонно друг к другу и в разрезе имеют форму клина.

Влияние границ несогласий позволяет вычленить тела разного масштаба — от гигантских покровов до небольших тел. На сейс­мических временных разрезах несогласия фиксируются по сбли­жению границ отражений и по тому, как они выклиниваются вбли­зи какого-нибудь сейсмического репера.В сейсмостратиграфии принимается модель накопления осад­ков, названная моделью лепестков, или моделью трехмерных тел осадочных пород. Для того чтобы выделить это трехмерное тело, оконтурить и нанести на карту, необходимо проследить и увязать все его границы, которые на сейсмограмме представлены слабыми отражениями. Трехмерные тела на различной площади перекры­вают друг друга. Задача заключается в том, чтобы найти участки перекрытия и по ним определить относительный геологический возраст тел. Как правило, вышележащее тело геологически моло­же нижележащего. Такие приближенные решения часто оказыва­ются достаточными для увязывания результатов сейсмостратигра-фического анализа с данными бурения. Но при этом наиболее точно геологический возраст устанавливается по остаткам фауны и флоры, найденным в кернах скважин. Для определения геоло­гического возраста по сейсмическим данным необходимо было найти независимый метод построения шкалы событий, происхо­дивших в течение времени накопления осадков.

Теоретической основой определения возраста осадочных толщ в сейсмостратиграфии является гипотеза циклического относи­тельного изменения уровня моря. Каждый цикл включает медлен­ный относительный подъем, период стабилизации и быстрое пони­жение уровня моря. В качестве крупных рубежей изменения уров­ня моря принимают принципиальные изменения условий накопле­ния осадков на континентальных окраинах. При сильном повыше­нии уровня моря почти все осадки накапливаются на шельфе. При резком понижении уровня море покидает шельф, и он подвергает­ся размыву. Осадки накапливаются на континентальном склоне и прилегающей к нему абиссальной равнине.

По изученным временным разрезам можно строить графики из­менения уровня моря, выделять интервалы его очень высокого или очень низкого расположения. Привязка этих графиков к геохроно­логической шкале позволяет оценить ориентировочный возраст осадочных толщ, еще не вскрытых бурением. Расшифровка сейс­мических разрезов — это только* начальный этап сейсмострати- графического анализа. За таким анализом следует построение карт подошвы, кровли и мощности для каждой из выделенных сейсмостратиграфических единиц.