Развитие органического мира и тектонические движения Земли

Докембрий. В начале стадии формирования земной коры наша планета являлась гигантской геосинклинальной областью. Об этом свидетельствуют смятые в крутые и сложные складки, прорванные многочисленными интрузиями, и сильно метаморфизованные до- кембрийские породы. К концу докембрия земная кора расчленяет­ся на платформы и геосинклинальные области. Возникают платфор­мы: Русская, Индийская, Северо-Американская. Геосинклинальный режим развития сохраняется в Гренландской, Аппалачской, Кор­дильерской, Урало-Тяньшанской, Монголо-Охотской, Верхояно- Колымской, Восточно-Азиатской и Средиземноморской геосинкли­нальной областях.

Появление первых многоклеточных организмов связывают с кон­цом архейской эры. В рифейскую эру растения (водоросли, споры) и редкие останки животных, червей, губок, членистоногих и других беспозвоночных имели уже достаточно высокую организацию.

Палеозой охватывает шесть периодов:

• кембрийский (кембрий),

• ордовикский (ордовик);

• силурийский (силур),

• девонский (девон);

• каменноугольный (карбон),

• пермский (пермь).

Продолжительность палеозоя составила 330 млн. лет.

В палеозое к платформам, образовавшимся в докембрии, присо­единились новые участки континентальной коры — области палео­зойской складчатости (в ранний палеозой — каледониды, в поздний палеозой — герциниды).

Каледониды:

• в Европе — Ирландия, Шотландия, Северная Англия, северо- западная часть Скандинавского полуострова, остров Шпицберген, Северная Земля, Таймыр;

• в Азии — это северо-западная, западная и юго-западная окраи­ны Казахского мелкосопочника, Северный Тянь-Шань, Западный Саян, Кузнецкий Алатау, хребет Танну-Ола, горный Алтай, Цен­тральная Монголия, Юго-Восточный Китай;

• в Австралии — Тасмания, Лакпанская система;

• в Америке — Северная и Восточная Гренландия, Ньюфаунд­ленд, Северные Аппалачи.

Герциниды:

Западная, Центральная и Южная Европа, Северо-Западная Аф­рика (Марокканская Месета), Уральская, Южно-Тянь-Шанская и Обь-Зайсанская области, Рудный Алтай, Монголия, Западный Ки­тай, Большой Хинган, Аппалачи, Канадский Арктический архипелаг, Анды Южной Америки, Австралийские Альпы, Западная Антарктида.

- 94 -

В палеозое существовал Тихий океан. Можно выделить две эпо­хи господства суши на море: начало девона — первая, пермь — три­ас — вторая. Другие периоды палеозоя, особенно ордовик и средний карбон, были временами широких трансгрессий моря. Эти процес­сы охватили в основном материки северного полушария.

Палеозойская эра — эра древней жизни. Это время появления простейших наземных растений и животных, развития большинства групп беспозвоночных, древних позвоночных в морях и на суше. Рас­тительный мир прошел путь от водорослей до папоротниковых рас­тений. Палеозой — время господства споровых растений. В ранний палеозой происходит становление и развитие беспозвоночных (ар- хеоиеаты, трилобиты) и низших растений. Из позвоночных развитие получили панцирные рыбы. Появляются первые наземные живот­ные (скорпионы). Во второй половине палеозоя получили развитие скорпионы, пауки, стрекозы, простейшие (фавозитес), плеченогие (спирифер), хрящевые рыбы. На суше появляются первые земновод­ные (стегоцефал) и пресмыкающиеся. Развиваются споровые (папо­ротниковые) растения, в конце палеозоя появляются голосеменные.

Мезозой. В мезозое формируются впадины Индийского, Атлан­тического океанов. На протяжении эры формируются мезозойские складчатые области (киммериды): Верхояно-Чукотская область, Малый Хиган, архипелаг Новосибирских островов и остров Вран­геля, Аляска, большая часть Кордильер, Анды, Южный Тибет, Ма­лакка, а также плиты (Западно-Сибирская, Туранская, Скифская). В начале мезозоя (триасовый период) в северном полушарии преоб­ладали континентальные условия. В дальнейшем (юрский и мело­вой периоды) морские условия постепенно расширяются. В состав мезозоя входят три периода: триасовый (триас), юрский (юра), ме­ловой (мел).

Продолжительность мезозоя — 173 млн. лет.

Мезозойская эра — эра средней жизни. Это время развития новых групп растений и животных. Органический мир мезозоя по уровню развития занимает промежуточное положение между древним орга­ническим миром палеозоя и новым органическим миром кайнозоя. Типичными для мезозоя являются голосеменные растения, которые, как известно, появились в перми. Мезозой — время господствования голосеменных растений. Наряду с этим продолжается развитие па­поротников. В конце мезозоя появляются покрытосеменные расте­ния. В мезозое создаются условия, весьма благоприятные для разви­тия пресмыкающихся. Пресмыкающиеся в это время господствуют на суше (динозавры), в морях (ихтиозавры), в воздухе (птерозавры), поэтому мезозойскую эру называют веком рептилий. В мезозое по­являются первые птицы (археоптерикс). Главная роль в фауне мор­ских беспозвоночных принадлежит головоногим моллюскам (аммо­ниты, белемниты). Из позвоночных развиваются костистые рыбы.

- 95 -

В мезозое появляются первые млекопитающие. В конце эры выми­рают многие мезозойские формы (динозавры, ихтиозавры, птеро­завры, аммониты).

Кайнозой подразделяется на три периода:

- палеогеновый (палеоген);

- неогеновый (неоген);

- антропогеновый (антропоген) или четвертичный.

Продолжительность кайнозоя 68 млн. лет.

В кайнозойскую эру структура земной коры очень близка к со­временной. К началу кайнозойской эры Гондванский материк рас­пался на части, образовались современные континенты южного по­лушария и Индостан, возник Северный Ледовитый океан, новые участки континентальной коры (альпиниды).

Альпиниды обрамляют Тихий океан. Они протягиваются в ши­ротном направлении от Атлантического океана до Тихого океана. Располагаются вдоль южных окраин Европы и Азии. К ним отно­сятся:

• Восточные Карпаты, Крым, Кавказ, Копетдаг, Памир, Коряк­ское нагорье, Камчатка, Сахалин, Алеутские, Курильские острова;

• Япония, Тайвань, Филиппины, Альпы, Балканы, Пиренеи, Апеннины, Иранское нагорье, Гиндукуш, Атлас, Гималаи, Анды, береговые хребты Кордильер, Калифорния, горы Новой Гвинеи и Малайского архипелага, Новая Зеландия.

Кайнозойская эра, включающая и современную эпоху развития, характеризуется дальнейшим изменением и усложнением органиче­ского мира. На распределение и эволюцию растительного мира, сре­ди которого господствуют покрытосеменные, существенное влия­ние оказывают климатические условия.

В конце поздней четвертичной эпохи почти всюду устанавлива­ются фитогеографические области, близкие к современным. Одно­временно с ними определяются и зоогеографические области. Кай­нозойский облик животного мира определяют млекопитающие. Они быстро развиваются и широко распространяются на суше. Некото­рые формы, подобные китам, дельфинам и тюленям, возвращаются к водному образу жизни, а летучие мыши — к воздушному. Первые отряды хищных, копытных и других появляются в эоцене. Позднее в отряде копытных выделяются парнокопытные. Важнейшая осо­бенность четвертичного периода — появление и развитие человека и его культуры.

Контрольные вопросы

1. Какие основные методы исторической геологии вы знаете?

2. Какой метод исторической геологии занимается изучением ископаемой флоры и фауны?

3. Критерием чего служат остатки флоры и фауны?

- 95 -

4. Какие группы фаций выделяют по месту образования?

5. Как на геологических картах обозначается возраст горных по­рол?

6. В чем сущность методов определения возраста Земли?

7. Какие методы используются для определения абсолютного возраста Земли?

3.2. Основы структурной геологии

3.2.1. Основные элементы структуры литосферы

Структурная геология является важным элементом общей геоло­гии и занимается изучением истории образования земной коры и со­временных тенденций изменения структуры литосферы.

Наиболее крупными структурными элементами земной коры яв­ляются континенты и океаны. Континенты или материки выходят из акваторий океанов и возвышаются над ними до 8 км, в то время как дно океанов погружается ниже уровня моря до 15 км. Эта разница ощутимо сказывается на мощности литосферы. Верхняя часть литос­феры представлена земной корой и состоит из двух слоев: гранитно­го и базальтового. Так вот гранитный слой, имеющий мощность под континентами от 15 до 30 км, значительно сокращается под океана­ми, а в особенно глубоководной их части целиком исчезает, оголяя базальтовый слой, который так же ощутимо сокращается по мощно­сти. Таким образом, на этих участках литосфера значительно сокра­щается, приближая к поверхности дна мирового океана поверхность Мохоровичича, верхнюю мантию и саму астеносферу, что в значи­тельной степени объясняет тектоническую активность дна Тихого океана.

Именно тектоническая активность отдельных участков земной коры позволила В.П. Гаврилову в 1979 г. выделить и классифициро­вать следующие структурные элементы: платформы и срединные мас­сивы как более стабильные, и геосинклинальные области, орогены — наоборот, наиболее подвижные.

Геосишыинальные области — вытянутые участки литосферы с аномально интенсивными вертикальными и горизонтальными движениями, повышенным магматизмом и метаморфизмом.

В развитии геосинклинальных областей выделяют несколько этапов.

На этапе зарождения происходит растяжение земной коры, ее раскалывание и образование первичной геосинклинальной борозды типа раздвига. В его зоне на поверхность поступает материал ман­тии ультраосновного и основного состава, формируя кору океанско­го типа. В собственно геосинклинальный этап отмечается интенсив­ное погружение ее блоков по ступенчатым разломам.

Вследствие частных инверсий и разноскоростного опускания блоков земной коры происходит раздробление геосинклинальных

- 97 -

областей на ряд продольно вытянутых и чередующихся прогибов (геосинклиналей) и поднятий (геоантиклиналей). В этот период гео- синклинальные области представляют собой моря островного типа, в которых откладываются мощные (до 15—20 км) толщи осадочных, преимущественно карбонатных пород, подвергающихся под дей­ствием высоких давлений и температур глубокому метаморфизму. Обломочный материал поступает со стороны древних платформ, краевые части которых втягиваются в опускания, а также за счет де­нудации геосинклиналей. Так как тектонические процессы сопро­вождаются проявлениями вулканизма, осадочные слои чередуют­ся с гранитными интрузиями, наиболее интенсивными в конце соб­ственно геосинклинального этапа. Именно в этот период происхо­дит смена знака (инверсия) вертикальных движений под влиянием начавшегося горизонтального сжатия.

Начало орогенного этапа отличается сокращением области акку­муляции осадков вследствие разрастания поднятий, уменьшением глубины моря и сменой карбонатных пород терригенными, соленос­ными и угленосными. Одновременно продолжают проявляться гра­нитные интрузии. С этим периодом связано начало формирования передовых прогибов и межгорных впадин. Продолжающееся сжа­тие ведет к складкообразованию. Постепенно море отступает. В за­ключительный период орогенеза геосинклинальная область испыты­вает общее поднятие, превышающее скорость денудации. В резуль­тате образуется горно-складчатая область, представленная горными хребтами, разделенными межгорными впадинами (например, Урал). Иногда по активизированным разломам отмечается образование вул­канов (Казбек, Эльбрус) с наземным извержением базальтовых лав, а в межгорных впадинах может проявляться магматизм с извержени­ем базальтовых и андезитовыхлав.

Подобным образом происходило формирование Альп, Кавказа, Памира и других горных сооружений.

После завершения горообразования интенсивность тектониче­ских движений постепенно снижается. Под действием длительных экзогенных процессов горные хребты разрушаются и ороген пре­вращается в платформу, на которой отлагаются осадочные породы. В результате возникает новая земная кора континентального типа.

Орогены — сооружения литосферы, характеризующиеся относитель­но высокой тектонической активностью и сильно расчлененным релье­фом. Следует различать орогены континентальные и океанические.

Формирование континентальных орогенов горно-складчатой об­ласти происходит в одну из тектономагматических эпох, чем и опре­деляется их возраст (например, альпийская складчатость). В зави­симости от области формирования орогены делят на эпи(после)ге- осинклинальные и эпи(после)платформенные. Образование эпи- геосинклинальных орогенов было описано выше. Эпиплатформен-

- 98 -

ные орогены образуются в одну из тектоно-магматических эпох в ре­зультате интенсивных вертикальных восходящих движений по рас­колам в фундаменте на месте бывших складчатых областей, которые долгое время претерпевали платформенный этап развития. Поэто­му они имеют глыбовый характер строения коры. Для глыбовых гор присущи сильнорасчлененный горный рельеф, повышенная сейс­мическая активность и иногда вулканизм, что сближает их с эпиге- осинклинальными орогенами. Примерами эпиплатформенных оро- генов являются Тянь-Шань, Тибет, Алтай, Саяны.

Океанические орогены обычно приурочены к центральным райо­нам океанов, поэтому их называют срединно-океаническими хреб­тами. Они характеризуются высокой сейсмической активностью, вулканизмом и резко расчлененным рельефом, осложненным гор­ными пиками, гребнями, рифтовыми долинами. Наиболее высокие горы (до нескольких километров) могут выступать на поверхности океана в виде островов (Азорские, Пасхи и др.). В центральной ча­сти срединно-океанических хребтов располагаются рифтовые доли­ны. Это глобальные трещины земной коры и мантии глубиной до 5 км и шириной 5—10 км. В настоящее время установлено, что оке­анская кора испытывает растяжение при образовании трещин, па­раллельных рифтовой долине. Через трешины изливается магма, принимающая участие в формировании подводных хребтов. Вы­яснено, что под рифтовой долиной верхняя мантия разуплотнена, а над ней в океанской воде фиксируется мощный тепловой поток, создающий условия для жизнедеятельности специфических орга­низмов. По данным А.С. Монина (1980 г.), такая трещина тянется вдоль Красного моря, берега которого, имеющие почти зеркальные очертания, постепенно удаляются один от другого.

Платформы — после завершения горообразования земная кора, ставшая под действием глубокого метаморфизма достаточно жест­кой, больше не претерпевает интенсивных тектонических движе­ний. Процессами денудации горный рельеф сглаживается, горные хребты разрушаются и продуктами их разрушения заполняются межгорные впадины. На смену геосинклинальному приходит плат­форменный этап развития рассматриваемого участка литосферы. Последний испытывает преимущественно медленные вертикальные тектонические движения, выражающиеся в плавных опусканиях и подъемах разновеликих блоков земной коры по разломам. В об­ласти опускания блоков на жесткий фундамент начинают отклады­ваться осадки, формируя осадочный чехол. Толщина вновь образо­ванной земной коры платформ изменяется от 35 до 55 м.

Таким образом, платформа имеет двухъярусное строение и яв­ляется относительно устойчивым, консолидированным складчато­стью, метаморфизмом и интрузиями участком литосферы изометри­ческих очертаний (по В.Е. Хайну).

- 99 -

Различают платформы континентальные и океанские.

Континентальные платформы разделяют на древние и молодые.

К древним относят платформы, время формирования фундамен­та которых связано с концом раннекарельской тектономагматиче- ской эпохи. Поэтому их называют эпикарельскими (ранний проте­розой). Для них характерен кристаллический фундамент, сложенный интрузивными и глубоко метаморфизованными породами (гранита­ми, гнейсами, кварцитами, габбро и др.). Платформенный чехол за­легает на фундаменте древних платформ с резким региональным не­согласием.

Формирование осадочного чехла древних платформ связано с дифференцированными вертикальными движениями разновели­ких блоков фундамента по разломам. В результате образуются круп­нейшие (надпорядковые) структурные элементы платформы: шиты, антеклизы, авлакогены, синеклизы, перикратонные опускания, плиты. Характерно, что заложение этих структур на древних плат­формах не унаследовано, т.е. не согласуется с положением геосин- клинальных структурных элементов.

Сначала происходит образование авлакогенов. Они имеют грабен- образное строение, формируются в условиях проседания узких зон земной коры и первоначально заполняются континентальными от­ложениями. Авлакогены расчленяют жесткое основание платформы на обширные изометричные участки — щиты.

В продолжающееся погружение авлакогенов втягиваются по раз­ломам склоны щитов, в пределах которых формируются синеклизы, характеризующиеся мощной толщей осадочных пород, что свиде­тельствуете преобладании нисходящих движений в процессе их раз­вития. В общее погружение вовлекаются и отдельные щиты, одна­ко из-за периодических инверсий и меньшей скорости прогибания мощность осадочного чехла и глубина залегания фундамента у та­ких сооружений — антеклиз — значительно меньше, чем у синеклиз, Область платформы, затронутая погружением, получила назва­ние плиты. Таким образом, платформа оказывается разделенной на щиты и плиты. В дальнейшем щиты, не затронутые погружением, испытывают преимущественно восходящие вертикальные движе­ния, в результате чего породы кристаллического фундамента выхо­дят у них на поверхность. У плит, наоборот, преобладают дифферен­цированные нисходящие движения. Иногда в пределах щитов от­дельные блоки опускаются по разломам, и тогда в зоне опускания формируется синеклиза.

В сторону геосинклинальной области глубина погружения фун­дамента и мощность осадочного чехла резко возрастают. Здесь выде­ляется полосообразная зона перикратонного опускания, переходяще­го в передовой прогиб. Последний играет роль сочленения платформы с геосинклинальной областью или эпигеосинклинальным орогеном.

- 100 -

В случае отсутствия краевого прогиба такое сочленение осуществля­ется посредством краевого шва, представляющего собой зону глубин­ного разлома, ограничивающего платформу.

В передовых прогибах выделяют два склона — геосинклиналь- ный и платформенный. Первый наиболее погружен, сложен мощ­ной (до 15 км) толщей осадков, смятых в сопряженные линейные складки, параллельные простиранию прогиба и горным хребтам орогена. Платформенный склон значительно шире геосинклиналь- ного. Мощность осадков в нем постепенно уменьшается, линейная складчатость затухает, уступая место складкам, типичным для плат­формы.

Молодые платформы располагаются между древними на месте бывших геосинклинальных областей. Фундамент молодых плат­форм складчатый. Он сложен эффузивными, интрузивными и оса­дочными породами, незначительно метаморфизованными (сланцы, филлиты) и сильно дислоцированными.

Развитие надпорядковых структурных элементов молодых платформ носит унаследованный с геосинклинальными структур­ными элементами характер, определяющийся положением круп­ных разломов, которые активно проявляются и в платформенный период.

Формирование осадочного чехла молодых платформ также на­чинается с развития авлакогенов, но в связи с тем, что вся плат­форма тоже испытывает прогибание, осадочные породы, заполня­ющие авлакогены, встречаются и вне авлакогенов. В процессе раз­вития осадочного чехла молодые платформы испытывают преиму­щественно прогибание, что обусловливает развитие в их пределах в основном плит. В районах наибольшего прогибания формируют­ся синеклизы, а в районах, испытывающих частичные инверсии, — антеклизы.

Океанические платформы изучены крайне слабо. С ними связы­вают абиссальные равнины дна океана с мощностью коры до 5—7 км.

Срединные массивы — это устойчивые области литосферы за счет регионального метаморфизма и гранитизации. Они участвуют в строении горно-складчатых областей в виде межгорных впадин, в геосинклинальных областях разграничивают смежные области. В пределах платформ срединные массивы образуют наиболее древ­ние блоки фундамента.

Глубинные разломы. Первым четко сформулировал понятие «глу­бинные разломы» академик А. В. Пейве в 1945 г. Согласно его опреде­лению, для глубинных разломов характерны длительность развития и большая глубина заложений, превышающая мощность земной коры. По последним представлениям, глубинные разломы иногда уходят на глубину свыше 700 км. Длина таких разломов достигает не­скольких тысяч километров. Они разбивают земную кору на громад-

- 101 -

ные блоки, которые, претерпевая вертикальные движения относи­тельно друг друга в течение длительного геологического времени, су­щественным образом определяют развитие основных геологических структур тектоносферы и литосферы. В результате этих движений в одних местах создаются условия для накопления осадков, в других — для их интенсивного сноса.

Различают континентальные, океанические и транзитные глу­бинные разломы. Первые в пределах континентов рассекают кору континентального типа. Они подразделяются на краевые швы, трансконтинентальные, внутриплатформенные и внутригорно- складчатые глубинные разломы.

Среди океанических глубинных разломов выделяют пе- риокеанические, трансокеанические и трансформные. Пери- океанические в виде глубоководных желобов отделяют океаны от континентов. Трансокеанические разломы проходят внутри срединно-океанических массивов, образуя глобальную рифто- вую систему, трансформные пересекают срединно-океанические хребты и рифтовые долины.

Транзитные глубинные разломы пересекают и континенты, оке­аны, образуя целый пояс разломов.

Глубинные разломы определяют появление и размещение маг­матических пород и рудных месторождений. Молодые глубинные

Земная кора континентального типа	Земная кора океанического типа	Земная кора континен­тального типа
Континент	Океан	Континент

Осадочный слой

- 102 -

разломы характеризуются современной сейсмической активностью. С ними связаны современный вулканизм, выходы термальных вод в океанах и внутри континентов: на Урале. Тянь-Шане, вдоль Ска­листых гор, на островах Японии и во многих других местах.

3.2.2. Основные формы залегания горных пород

Толща осадочных пород состоит из слоев и wiacmoe горных пород. Пластом называют геологическое тело, сложенное преимущественно однородной осадочной породой, ограниченное сверху и снизу при­близительно параллельными поверхностями напластования. Верх­няя поверхность пласта называется кровлей, нижняя — подошвой. По­ложение пласта в пространстве определяется элементами его залега­ния: умом падения и простиранием (азимутом) (рис. 14).

Углом падения пласта называется угол, образованный линией падения плоскости пласта с ее проекцией на горизонтальную пло-

Рис. 14. Элементы залегания пласта

- 103 -

скость. О простирании пласта судят по направлению горизонталей, образующихся при пересечении кровли или подошвы пласта с го­ризонтальными плоскостями. Азимутом простирания пласта на­зывается угол a между северным направлением географического меридиана и горизонталью. Следует учесть, что за простирание при­нимается такое направление, при котором падение пласта происхо­дит вправо от простирания. Элементы залегания можно замерить на выходах пласта на поверхность Земли горным компасом. В замеры должна быть введена поправка на магнитное склонение.

Первоначальное горизонтальное залегание пластов называет­ся ненарушенным. Отклонение от первоначального горизонтально­го залегания пластов называется нарушением или дислокацией. На­рушение может быть с разрывом сплошности пласта и без разры­ва. Очень часто они встречаются совместно. Нарушение с разрывом сплошности пласта называется дизъюнктивной дислокацией. Нару­шения, происшедшие без разрыва сплошности пласта, называются гыикативными дислокациями.

Основной формой нарушения без разрыва сплошности пласта является смадка.

Образование складок в геосинклинальных и платформенных об­ластях протекает по-разному.

Складки геосинклинальных областей.

Простейшими видами складок являются антиклинали и син­клинали. У антиклинали изгиб слоев обращен выпуклостью вверх, у синклинали — выпуклостью вниз.

В каждой складке различают ее элементы (рис 15). Боковые по­верхности складки называются крыльями (1—2, 3—4); зона, в кото­рой сходятся крылья, характеризующаяся максимальной кривиз­ной, — замком или сводом складки (2—3); биссекторная плоскость угла между крыльями складки — осевой плоскостью (5—10—8—7);

- 104 -

линия пересечения осевой плоскости с замком — шарниром (6—9), а проекция шарнира на поверхность Земли — осью складки. Осевой поверхностью называется поверхность, проходящая через шарни­ры всех слоев, слагающих складку. Толща горных пород, лежащая в перегибе антиклинальной или синклинальной складки, является ядром складки (рис. 16).

Рис. 16. Антиклинальная (а) и синклинальная (б) складки:

1 — ядро; 2 — крылья

В ядре антиклинали залегают наиболее древние породы, в ядре синклинали — наиболее молодые. Окончание антиклинальных скла­док называют периклиналью, а синклинальных — центриклиналью.

Длиной складок считается расстояние между их переклинальны- ми или центриклинальными окончаниями, шириной — расстояние между осевыми поверхностями в поперечном сечении, ограничива­ющими складку.

Складки в складчатых областях расположены параллельны­ми рядами, причем антиклинали чередуются с сопряженными с ними синклиналями, что соответствует полной складчатости. Этим складкам присущи значительная удлиненность и большая амплитуда.

По морфологическим признакам выделяют: линейные складки с отношением длины к ширине более чем 10: 1, брахиантиклиналь- ные и брахисинклинальные складки с тем же отношением от 10: 1 до 2,5: 1. На окраинах складчатой области длина складок умень­шается, и они могут иметь почти округлую форму (купола). Высо­та складок измеряется многими сотнями метров и даже киломе­трами.

По положению осевой плоскости крыльев в пространстве склад­ки разделяются на прямые, или симметричные, с вертикальной осе­вой плоскостью и симметрично расположенными относительно нее крыльями (рис. 17 а); наклонные, с наклоненной осевой плоско­стью и асимметрично расположенными относительно нее крыльями (рис. 17 б)\ опрокинутые, с наклоненной осевой плоскостью, крылья

- 105 –

складки падают в одну сторону, однако в одном из крыльев пласты находятся в перевернутом залегании (рис. 17 в); лежачие, с горизон­тальной осевой плоскостью (рис. 17 г); перевернутые, с осевой пло­скостью, имеющей обратный наклон (рис. 17 д).

Размеры складок в геосинклинальных областях изменяются в очень широких пределах. Различают структуры надпорядковые, первого, второго и третьего порядков, или в зависимости от разме­ров складкам присваивают различные названия, свидетельствующие о порядке их размеров. Крупные поднятия и опускания, образовав­шиеся в геосинклинальной области, называют мегантиклинориями и мегасинклинориями. По отношению к мегасинклинорию струк­турами второго порядка являются антиклинории и синклинории (рис. 18), ориентировка которых совпадает с общей направленно-

г) д) Рис. 17. Складки с разным положением осевых поверхностей и крыльев

стью складчатой области. Последние осложнены структурами тре­тьего порядка — антиклиналями и синклиналями.

Складки платформенных областей.

Образование большинства платформенных складок связано с вертикальными тектоническими, дифференцированными по ско­рости и знаку движениями блоков фундамента по образовавшимся в нем разломам. Эти движения охватывают не только фундамент, но и покрывающий его осадочный чехол. Тектонические движения слу­жат причиной перерывов в осадконакоплении и размывов, которые фиксируются в осадочном чехле платформенных складок (рис. 19 а). Однако эти перерывы характеризуются очень малыми углами несо­гласий, называемых платформенными несогласиями. Каждое несо­гласие является отражением тектонической фазы в формировании платформы.

- 106 –

Наряду со складками тек­тонического происхождения в платформенных областях рас­пространены поднятия, в фор­мировании которых тектони­ческий фактор практически не играет роли. Так, поднятие мо­жет образоваться в результа­те облекания более молодыми осадочными слоями неровно­стей эрозионного рельефа, ри­фовых массивов. Такие плат­ф

орменные поднятия называют­ся структурами облекания (рис.

Рис. 18. Схемы антиклинория (а) и синклинория (б)

19 б). Образование поднятий может быть связано с различ­ным уплотнением разных ви­дов горных пород. Известно, что под действием горного давле­ния глинистые породы уплотняются значительно сильнее, чем пес­чаные. В результате над песчаными линзами могут формироваться структуры уплотнения (рис. 19 в).

В отличие от складок геосинклинальных областей, платформен­ные складки имеют значительно меньшие амплитуды и удлинен­ность. Вследствие этого наклон крыльев их невелик. Обычно он из­меряется долями градуса и лишь изредка достигает нескольких гра­дусов. Платформенные складки не сопряжены с отрицательными структурами, поэтому их часто называют прерывистыми.

Рис. 19. Генетические типы платформенных структур:

а — тектоническая платформенная (возрожденная) складка; б — структура уплотнения; в — структура облекания.

1 — песок; 2 — глина; 3 — известняк

- 107 –

Для платформенных областей характерны следующие морфо­логические типы структур (рис. 20): брахиантиклинальные складки с отношением длины к ширине от 5:1 и менее, купола, структурные носы, структурные террасы. Широко распространены на платфор­мах флексуры — коленообразные изгибы слоев (рис. 21). Во флек­сурах выделяют поднятое (верхнее) и опущенное (нижнее) крылья с почти горизонтальным залеганием слоев и соединительное крыло с очень крутым залеганием слоев. Зачастую они служат отражением в осадочном чехле разрывных нарушений фунда­мента.

По положению осевой плоскости и крыльев в пространстве сре­ди платформенных складок выделяют прямые и наклонные.

Весьма важным признаком платформенных структур являет­ся степень прослеживания складок в осадочном чехле. С этой точки зрения выделяют структуры: сквозные, с замкнутыми контурами во всех горизонтах осадочного чехла; погребенные с замкнутыми кон­турами только в нижних горизонтах; навешенные, замкнутые толь-

- 108 –

ко в верхних горизонтах; дисгар­моничные, теряющие замкну­тую форму в верхних и нижних горизонтах.

Размеры платформенных структур изменяются в широких пределах. Кроме рассмотренных Рис. 21. Флексура

выше надпорядковых структур —

антеклиз и синеклиз, выделяют структуры первого порядка. В преде­лах антеклиз это своды, впадины, седловины. Структуры первого по­рядка осложнены структурами второго порядка — залами или отдель­ными (локальными) поднятиями, относимыми к структурам третье­го порядка. Локальные поднятия зачастую осложняют валы. Кроме того, валами принято называть зоны развития локальных поднятий, характеризующихся общностью простирания и площадью распро­странения. Валы и локальные поднятия — это основные объекты для поисков нефти и газа.

Диапиры. Особым видом складок являются диапиры (купола про­тыкания). Их образование связано с выдавливанием солей или глин в покрывающие их породы. В результате образуются диапировые ядра разнообразной формы, над которыми покрывающие породы приобретают форму купола, осложненного разрывными нарушения­ми (рис. 22). Примером диапировых складок могут служить соляные купола в Эмбенском районе Прикаспия, с которыми связаны залежи нефти. Эти купола имеют самые различные размеры, достигая порой в диаметре десятков километров.

Разрывные нарушения со смещением слоев. Смещение горных по­род в процессе тектонических движений участков земной коры про­исходит по разрывным нарушениям, или разломам.

Рис. 22. Схематический разрез соляного купола

Разломы — это крупные разрывные нарушения земной коры, рас­пространяющиеся на большую глубину и имеющие значитель­ные длину и ширину. С разло­мами нередко связаны различ­ные геологические образования - брекчии трения, дайки, жилы рудных тел и т.п. Изучение этих геологических образований по­зволяет судить о глубине разло­ма и его истории, а также о нали­чии самого разлома, поскольку совокупность связанных с раз­ломом геологических образова­ний придает ему в плане форму вытянутого пластинообразного

- 109 –

тела, секущего слоистую структуру осадочной толщи пород. Поло­жение приразломного тела на глубине можно определять по изме­нению магнитного поля. Так, резкие линейные магнитные анома­лии в океанах интерпретируются как отражение разломов, подводя­щих основные по составу магмы с глубины и т.п. С разломами связа­ны также зоны дислокационного метаморфизма, под которыми по­нимают зоны трещиноватости, дробления, разрывов и смятия. Кро­ме того, разломы можно рассматривать как зоны геохимических из­менений, зоны рудных концентраций, зоны размещения магмати­ческих тел.

Прилегающие к разлому участки горных пород называются кры­льями (рис. 23). Крыло, перекрывающее разлом, называется вися­чим, а крыло, перекрываемое разломом, — лежачим. Расстояние между сопряженными точками по разлому называется длиной сме­щения, а по вертикали — его амплитудой.

Рис. 23. Схема разрыва со смещением слоев Крылья: 1 — лежачее; 2 — висячее; 3 — тектоническая брекчия. /—/— сместитель

Основные виды разрывных нарушений.

Сбросом называется разрывное нарушение, у которого висячее крыло относительно лежачего смещено вниз (рис. 24). Скважины, пе­ресекающие сброс, фиксируют выпадение части пластов из разреза.

Взбросом называется разрывное нарушение, у которого висячее крыло относительно лежачего смещено вверх, что в разрезе скважин фиксируется повторением одних и тех же пластов. У взбросов угол наклона сместителя всегда больше 60°.

Разрывные нарушения, по форме напоминающие взбросы, но с меньшими углами наклона разрывного нарушения, называются надвигами (рис. 25). Пологие надвиги с огромной зоной перекры­тия называются шарьяжами. Надвиговое крыло шарьяжей называ-

- 110 –

ют покровом или аллохтоном, а поднадвиговое крыло — автохтоном. Под действием денудационных процессов отдельные части аллохто­на могут быть размыты вплоть до обнажения под ним участков ав­тохтона. Выход на поверхность автохтона среди пород аллохтона на­зывается тектоническим окном (рис. 26).

Формы разрывных нарушений (рис. 27). Грабеном называется блок горных пород, ограниченный разрывными нарушениями и опущен­ный относительно смежных с ним блоков. К грабенам нередко приуро­чены речные долины, а на дне океанов — подводные долины (рифты).

Горстом называется ограниченный разрывными нарушениями блок горных пород, поднятый относительно смежных с ним блоков. Горсты могут быть тесно связаны с антиклинальными складками, а также могут быть самостоятельными структурными формами.

Сбросовая ступень представляет собой несколько блоков, сту­пенеобразно смещенных относительно друг друга по параллельным плоскостям. Сбросовые ступени могут ограничивать горсты и грабе­ны, а также существовать независимо вдоль границ крупных подня­тий и прогибов.

- 111 –

Останец^ у

Рис. 26. Схема шарьяжа

3.2.3. Топография океана

Все континенты окружены мелкой, преимущественно равнин­ной платформой, называемой континентальным шельфом. Он как бы продолжает материковую часть земной коры, медленно погру­жающуюся под воду с уклоном в 1 ⁰ до бровки шельфа, после кото­рой уклон дна океана резко возрастает. Шельфовая бровка распо­лагается в среднем на глубине 140 м. Ширина шельфа меняется от 0,8 км до более чем 800 км. Средняя ширина по всей планете состав­ляет 80 км.

В геологическом отношении шельф является частью матери­ка (см. рис. 28). При бурении на нем встречаются те же осадочные

- 112 –

породы, что и на побережье. Многие материковые структуры, такие как сбросы и складки, продолжаются на шельфе. Например, гигант­ское нефтяное месторождение Уилмингтон сформировано антикли­налью и расположено частично на побережье (Лонг-Бич, штат Ка­лифорния), частично — вне побережья. Сброс Сан-Андреас находит­ся в прибрежной зоне Северной Калифорнии на континентальном шельфе.

В ходе эволюции Земли уровень моря неоднократно повышал­ся и понижался, и шельф представляет собой ту часть суши, которая лишь на данном этапе покрыта водой. Шельф является зоной интен­сивных нефтепоисковых работ и нефтедобычи, на нем встречаются материнские породы, коллекторы и ловушки, аналогичные конти­нентальным.

Далее от бровки, в сторону моря, континентальный шельф пе­реходит в материковый склон, имеющий уклон около 4°, который заканчивается океаническим дном (ложем океана). Материковый склон является геологической окраиной материков.

Во многих шельфах и склонах есть подводные каньоны, образовав­шиеся за счет эрозии (см. рис. 29). Зачастую они тянутся с мелко­водных участков практически до самого дна и имеют глубину до не­скольких сотен метров. Это явление довольно широко распростра­нено по всему миру, в том числе у устьев крупных рек, таких как Миссисипи, Амазонка, Ганг, Нигер, Нил и многие другие.

Стечением времени подводные каньоны углубляются и отложе­ния переносятся вниз суспензионными течениями — массами воды, содержащими взвешенные частицы отложений песчаного, алеври­тового и пелитового размеров. Суспензионные течения оказываются тяжелее обычной морской воды и за счет силы тяжести переносятся вниз по каньону аналогично тому, как вода в реке передвигается по речному руслу под действием гравитации. Источником суспензион­ных течений могут быть реки, выносящие в океан большое количе­ство отложений. Считается, что они способствуют процессам эрозии в подводных каньонах.

- 113 –

Суспензионное течение будет продолжать свое движение вниз по подводному каньону до самого конца склона. Когда течение дости­гает относительно плоского участка на дне океана, оно останавлива­ется, и на этом месте образуются отложения, которые впоследствии могут служить хорошими коллекторами для нефти и газа.

Наиболее глубокие участки океанического дна называются океа­ническими желобами (впадинами), это вытянутые узкие понижения, расположенные в большинстве случаев вдоль краев ложа океана. Ко многим глубоководным впадинам приурочены острова с действую­щими вулканами.

Срединно-океанический хребет расположен в основном в середи­не Атлантического океана и является самой длинной горной систе­мой в мире. Его можно проследить на протяжении почти 80 тыс. км. Хребет проходит по Атлантике, затем огибает Южную Африку, про­ходит по Индийскому океану между Австралией и Антарктидой и за­канчивается в восточной части Тихого океана (см. рис. 30).

Рис. 30. Карта срединно-океанического хребта

В нескольких местах хребет разветвляется: в Индийском океане часть его отходит в Аденский залив и Красное море. Ширина хреб-

-114 –

та очень большая и составляет в среднем около 1600 км, высота его над прилегающими участками дна — 1,5—3 км. В центре хребта обыч­но проходит рифт (грабен). В некоторых частях хребет поднимается над поверхностью океана, например: в Исландии или на Азорских островах, которые состоят из базальтовых лав действующих вулка­нов. Подводные наблюдения показали, что цепи вулканов распола­гаются вдоль подводных грабенов в центре срединно-океанического хребта.

3.2.4 Развитие структур земной коры

Сейсморазведка, проведенная в ложе океана, показала, что средняя мощность осадочных отложений в океане составляет око­ло 0,8 км, при этом мощность сильно различается. Наиболее мощ­ные отложения залегают по окраинах океанов, а в районе срединно­океанического хребта их либо нет вовсе, либо они очень незначи­тельны. Самые древние осадочные породы, сохранившиеся в океа­нических прогибах, имеют юрский возраст, т.е. около 150 млн. лет, что значительно меньше возраста многих пород, залегающих на суше. Коренная порода, составляющая земную кору (см. рис. 31), является застывшей базальтовой лавой толщиной около 8 км. Вы­сота материков значительно больше, так как на базальтовом фун­даменте располагается также гранитный слой мощностью около 27 км. По сравнению с базальтом плотность гранита невелика, поэ­тому в недрах Земли он расположен выше.

Достоверной информации о том, что же происходит на глубине, не много, поскольку ни бурение, ни горные работы никогда не про­водились так глубоко. Однако известно, что температура и давление повышаются с глубиной, поэтому вследствие высокой температуры горные породы ниже поверхности находятся в частично расплавлен­ном состоянии и ведут себя как плотные вязкие жидкости.

Это способствовало зарождению смелой гипотезы — дрейфа кон­тинентов. еще в начале XX века. Согласно этой теории, существую­щие в настоящее время материки первоначально составляли единый суперконтинент — Пангею (см. рис. 31). В мезозойскую эру, около 150 млн. лет назад, Пангея раскололась, и ее части начали дрейфо­вать (двигаться) по поверхности Земли, пока не достигли положе­ния, которое занимают сейчас.

Вначале теория не имела широкого распространения, так как не было известно, что заставило Пангею расколоться, а материки — двигаться.

3.2.5. Спрединг океанического дна

Эта новая концепция появилась в начале 60-х годов прошлого столетия и позволила объяснить причины раскола Пангеи и дрей­фа континентов уже в наше время. Согласно указанной концеп-

- 115 –

ции, в недрах Земли, где породы находятся в виде вязких жидкостей, возникли мощные конвекционные потоки, представляющие собой движение частиц под действием нагрева и охлаждения. При нагрева­нии жидкость становится менее плотной и поднимается вверх, при охлаждении плотность повышается и жидкость опускается вниз. Именно конвекционные потоки заставляют недра Земли пребывать в постоянном движении. Поднимающийся из глубин Земли горя­чий поток не может пробиться сквозь земную кору. Он лишь спо­собствует ее поднятию, таким образом и образовался срединно­океанический хребет (см. рис. 32). Горячий расплав разделяется и движется к обеим сторонам хребта, что приводит к разлому твер­дой коры на вершине хребта и смещению частей в разные стороны. Термин спрединг океанического дна происходит от английского слова spread — «распространиться», так как ложе океана «распространяет­ся» в стороны перпендикулярно хребту. Эту концепцию подтвержда­ет и существование грабена (признака растяжения) вдоль середины океанического хребта. В грабене находятся вулканы, извергающие­ся базальтовой лавой. Эта новая базальтовая кора разделяется надвое и движется вниз по склону.

Океаническое дно подвергается спредингу от нескольких хреб­тов в разных океанах. Территории, где сталкиваются и разрушаются расходящиеся от срединно-океанических хребтов донные платфор­мы двух океанов, называются зонами субдукции (или надвига).

- 116 –

Существует три типа зон субдукции. В первом случае при стол­кновении двух платформ океанического дна (см. рис. 33) одна ухо­дит под другую. В результате возникают вытянутые узкие пониже­ния — океанические желоба. Чем глубже одна из платформ вдавли­вается внутрь, тем горячее она становится.

Рис. 33. Субдукция двух океанических платформ

Когда ее температура становится слишком высокой, платформа плавится, легкие расплавленные породы поднимаются к поверхно­сти, что приводит к образованию вулканических комплексов, приу­роченных к желобу. (Алеутские острова, тянущиеся от Аляски).

Второй тип возникает, когда океаническая платформа сталкивает­ся с другой платформой, континентальной, и первая уходит под вто­рую (рис. 34). Это приводит к образованию желобов вдоль побережья материка, а его край сжимается с образованием горных систем. Рас­плавленная порода поднимается из океанической платформы, распо­ложенной ниже края континентальной платформы, превращая горы на побережье в вулканы. Примером может служить западное побе­режье Южной Америки. Перуанско-Чилийский жолоб расположен вплотную к берегу, а вдоль него тянутся вулканические горы, Анды.

- 177 –

Рис. 34. Субдукция океанической и континентальной платформ

Третий вариант — когда субдукции подвергаются две континен­тальные платформы (см. рис. 35). В этом случае ни одна из них не уходит под другую, так как обе обладают достаточно податливым гранитным слоем. Сталкивающиеся континенты сжимаются, обра­зуя перемычку в виде горной системы. Примером такой системы яв­ляются Гималаи, разделяющие Азию и Индостан.

С начала 1960-х годов были получены весомые доказательства существования теории спрединга океанического дна. Если разде­лить расстояние, пройденное базальтовой корой от места ее образо­вания в середине хребта, на возраст базальтовой платформы океана, можно вычислить скорость спрединга.

Скорость движения зависит от местоположения хребта и варьи­рует от 0,5 дюйм/год (1 см/год) до 7 дюйм/год (17 см/год).

В масштабах геологического времени этот процесс происходит молниеносно. Скорость спрединга срединно-океанического хреб­та Северной Атлантики оценивается в 1 дюйм/год (2,5 см/год), вследствие чего Атлантический океан ежегодно становится шире на

- 118 –

2 дюйм (5 см). Северная Америка движется на запад со скоростью 1 дюйм/год (2,5 см/год), так же, как и Европа — на восток.

Теории спрединга и дрейфа континентов не противоречат друг другу. Срединно-океанический хребет сформировался в течение юр­ского периода под Пангеей и заставил ее расколоться. Континенты переместились и заняли место, где они располагаются в настоящее время, в результате расползания океанического дна в процессе рас­ширения Атлантики.

Можно привести и современные примеры образующегося оке­ана и раскалывающегося материка. Часть срединно-океанического хребта Индийского океана внедряется в Аденский залив и раздваи­вается. Первая ветвь расположена на дне Красного моря, представ­ляющего собой длинный и узкий океанический рукав, разделяю­щий африканские Египет и Судан и азиатскую Саудовскую Аравию. Много миллионов лет назад Африка и Аравийский полуостров были единым материком. Появление между ними ветвей хребта способ­ствовало образованию Красного моря, расширяющегося сейчас со скоростью несколько дюймов в год, почти так же, как Атлантика во время разлома Пангеи.

Другая часть хребта располагается под восточно-африканской рифтовой зоной, представляющей собой ряд обширных вытяну­тых грабенов, в которых действуют вулканы, происходят землетря­сения и образуются тектонические озера. Фактически в наши дни Восточная Африка раскалывается: в ближайшие несколько тысяч лет длинный и узкий протуберанец океана, аналогичный Красно­му морю, займет всю рифтовую зону Восточной Африки, разделив ее на две части.

3.2.6. Тектоника литосферных плит

Современная теория тектоники литосферных плит, выдвинутая в 1967 г., сочетает в себе концепции спрединга океанического дна и дрейфа континентов. Согласно этой теории, земная кора разделе­на на большие части, перемещающиеся относительно друг друга (см. рис. 36) и имеющие толщину около 60 миль (100 км). Таким обра­зом, ни в океане, ни на материке нет такого места, которое не рас­полагалось бы на движущейся плите. Образование плит происходит около срединно-океанических хребтов, где формируется первичная океаническая кора. Каждая плита перемещается в сторону от вер­шины хребта под прямым углом со специфической для этого хреб­та скоростью распространения. На другой стороне плиты возника­ет зона субдукции, что означает наличие океанического желоба или горного пояса. Когда различные плиты наезжают друг друга, это сопровождается обширными сбросами по падению и простиранию,

- 119 –

Рис. 36. Поперечный профиль литосферных плит

а также землетрясениями. Все континенты располагаются на движу­щихся плитах.

В настоящее время существует 16 больших литосферных плит (см. рис. 37). Например, Северо-Американская плита перемещает­ся к западу на 2,5 см/год. К югу от Калифорнии, а также вдоль запад­ного побережья США и Канады Северо-Американская плита стал­кивается с Тихоокеанской, которая движется на северо-запад. Из-за субдукции возник сброс Сан-Андреас (см. рис. 38), прошли земле­трясения и образовались вулканы, например, Сент-Хеленс и горные цепи (береговые хребты).

- 120 –

гора Сент-Хелемс, вулканического типа Рис. 38. Поперечный профиль Калифорнии, показывающий подземную зону субдукции

Движением литосферных плит можно объяснить все наиболее значимые особенности земной поверхности как в древности, так и в настоящие время. В прошлом число и размер плит менялись, так

Рис. 39. Образование горного хребта в результате столкновения двух континентальных платформ

же, как скорость и направление их движения. Из-за столкновений плит образовались горы. В течение сотен миллионов лет мощные от­ложения накапливались вдоль границ континентов на двух разных океанических плитах (см. рис. 39). Впоследствии континенты стол­кнулись, а отложения подверглись сжатию с образованием высоко­горной системы, такой как Гималаи. Гора Джомолунгма состоит из уплотненных отложений, залегавших в морях перед столкновени­ем Индостана и Азии. Столкновение континентальной и океаниче­ской платформ (см. рис. 40) приводит к формированию береговых

4?»

- 121 -

Рис. 40. Образование горного хребта в результате столкновения континентальной и океанической платформы

хребтов, например Андов, вытянувшихся вдоль западного побере­жья Южной Америки.

Первоначальный разлом континента, согласно теории тектони­ки литосферных плит, может иметь вид тройного стыка, который представляет собой точку в центре, где сходятся три рифта (рука­ва) (см. рис. 41). Обычно два рукава объединяются, продолжая углу­бляться, что приводит к образованию океана. Третий рукав прекра­щает спрединг и называется авлакогеном (глубокой узкой впадиной). Авлакоген — это грабен, который иногда бывает заполнен отложени­ями, содержащими нефть и газ.

В мезозое при разломе суперконтинента Пангея сформирова­лись несколько тройных стыков с авлакогенами. Как только Север­ная Америка отделилась от Европы, рядом с современным Север-

- 122 –

ным морем образовался тройной стык. Два рукава трансформиро­вались в северную часть Атлантического океана, а авлакоген пре­вратился в Центральный грабен, протянувшийся вниз по центру Северного моря (см. рис. 42). Центральный грабен и примыкаю­щие к нему грабены в настоящее время покоятся под толщей оса­дочных пород, которые на 3000—6000 фут. (1—2 км) мощнее, чем осадочные породы на прилегающих участках дна Северного моря. В породах, заполняющих этот грабен, сосредоточены многие ме­сторождения нефти и газа.

После того как Южная Америка отделилась от Африки, око­ло Нигерии сформировался тройной стык. Два рукава соединились и образовали южную часть Атлантики, третий — желоб Бенуэ — стал авлакогеном и на данном этапе расположен под Нигерией. Дель­та реки Нигер протягивается вдоль части желоба Бенуэ, выходящей в Атлантический океан. Большая часть добываемой Нигерией неф­ти связана с осадочными породами дельты Нигера, заполняющими желоб Бенуэ.

Контрольные вопросы

1. Какая связь существует между фациями и формациями?

2. Что лежит в основе геологической хронологии?

3. Какой возраст имеют породы разреза вашего региона?

4. Какие практические вопросы решаются с помощью геологи­ческой карты?

5. Основные формы залегания горных пород.

6. Основные элементы структурной геологии.

7. Пликативные и дизъюнктивные нарушения залегания пластов.

8. Элементы залегания наклонного слоя.

9. Согласное и несогласное залегание слоев.

- 123-

Рис. 43. Тектоническая карга России:

I — области интенсивных сводных антропогеновых и современных поднятии;

2 — области интенсивных, вытянутых по простиранию антропогеновых и современных поднятий с местными линейными опусканиями, характеризующимися большими градиентами, с большим количеством разрывных дислокаций и унаследованными движениями по древним разломам;

3 — области более слабых линейных антропогеновых и современных поднятий и опусканий, характеризующиеся зна­чительными градиентами, разрывными дислокациями и унаследованными движениями по древним разломам;

4 — области слабо дифференцированных движений с преобладанием положительных, проявлявшихся в течение антропогена;

5 — области слабо дифференцированных линейных движений с преобладанием слабых положительных;

6 — области слабо выраженных положительных антропогеновых и современных движений;

— область платформ с преобладанием тенденции к поднятию, более заметно проявлявшемуся во второй половине антропогена;

8 — области с компенсированными неогеновыми и антропогеновыми поднятиями и опусканиями (в течение антропогена проявлялись слабые поднятия);

— области с тенденцией к опусканию; 10 — области слабых дифференцированных движений с преобладанием слабых опусканий;

II — области с преобладанием антропогеновых опусканий;

12 — области интенсивных антропогеновых прогибаний с большими градиентами;

13 — участки межгорных котловин с ярко выраженными прогибаниями, проявлявшимися в неогеновое и антропогеновое время и в современную эпоху;

14 — граница распространения землетрясений в пять баллов;

15 — приблизительная граница распространения максимального днепровского оледенения в западной части СССР;

16 — приблизительная граница распространения валдайского оледенения в Европейской части СССР;

17— намечающиеся изолинии движений па относительно опускающихся и поднимающихся участках земной коры

в пределах континента и моря

- 125 -

ГЛАВА 4. ОСНОВЫ ГЕОЛОГИИ

НЕФТИ И ГАЗА

4.1. Нефть и природный газ

4.1.1. Гипотезы образования нефти и газа

XXI век смело выдвигает новейшую гипотезу образования неф­ти и газа — углеводородного сырья, которое в настоящее время и на ближайшую перспективу в полвека на 75...85% решает энергоснаб­жение самых развитых в экономическом плане стран. Обнадежива­ющее заявление российских ученых, прозвучавшее на всемирном симпозиуме «Энергия и безопасность» от 21 ноября 2008 года в Мо­скве, дает право утверждать, что открываются новые горизонты ми­ровых запасов нефти и газа на последующие 48 тыс. лет, благодаря именно этой теории.

Долгое время теоретическое обоснование происхождения нефти и газа имело две диаметрально противоположные гипотезы: биоген­ную (органическую) и абиогенную (неорганическую).

Согласно биогенной концепции, нефть образовалась из остан­ков растительных и животных организмов (морской и сухопутной биоты) в пластах осадочных чехлов различных эпох за десятки и сот­ни миллионов лет.

Абиогенная теория, наоборот, утверждает, что нефть значитель­но моложе, что создавалась она в верхней мантии под литосфер- ным слоем Земли из существующего там набора неорганических ве­ществ при высоких температурах и давлениях, по трещинам глубин­ных разломов поднималась на поверхность и скапливалась там в ло­вушках пористых пластов, перекрытых сверху покрышками из пло­хо проницаемых пород.

Во главе приверженцев биогенной теории стояли такие известные российские ученые, как М.В. Ломоносов, Н.Д. Зелинский, В.И. Вер­надский, И.М. Губкин, а из зарубежных— Г. Гефер, К. Энглер, П. Смит и рад других.

Создателем абиогенной концепции по праву считается Д.И. Мен­делеев. Хотя и он вначале придерживался биогенной гипотезы про­исхождения нефти, но затем пересмотрел свою точку зрения на засе­дании русского химического общества.

Наиболее сильную поддержку неорганическая теория получила в прошлом веке, благодаря известному геологу-нефтянику Н.А. Ку­дрявцеву. В 50-е годы он собрал и обобщил огромный геологический материал по нефтяным и газовым месторождениям мира. Кудрявцев

- 126 –

обратил внимание на то, что многие месторождения нефти и газа об­наруживаются под зонами глубинных разломов земной коры.

Исходя из теоретических представлений, Кудрявцев советовал искать нефть не только в верхних слоях, но и глубже. Этот прогноз блестяще подтверждается, и глубина бурения с каждым годом воз­растает.

В середине 60-х годов удалось ответить на такой важный вопрос: почему столь «нежные» углеводородные соединения, из которых состоит нефть, не распадаются в недрах Земли на химические эле­менты при высокой температуре? Действительно, такое разложение можно наблюдать даже в школьной лаборатории. На подобных реак­циях зиждется деструктивная переработка нефти.

Оказалось, что в природе дело обстоит как раз наоборот — из про­стых соединений образуются более сложные. Математическим мо­делированием химических реакций доказано, что подобный син­тез вполне допустим, если к высоким температурам мы добавим еще и высокие давления. То и другое, как известно, в избытке имеется в земных недрах.

Согласно положениям литосферно-океанической теории (ЛОТ), особенно высокие давления (при высоких температурах) характер­ны для локальных и глобальных паровых взрывов в астеносфере во время прорыва туда больших масс океанической воды через рифто- вые щели (а также стыки плит, находящихся в положении субдук- ции) при лунно-солнечных приливах литосферы или при вертикаль­ных подвижках плит земной коры от таяния великих ледников.

Именно в этом оказались неправы обе гипотезы: и биогенная, и абиогенная. Однако теория ЛОТ их полностью не отвергает и, наобо­рот, подтверждает, что отчасти они обе правы. Нефть, действитель­но, частично образовалась из останков органики, но образовалась она именно глубоко под землей в астеносфере, как и утверждалось второй гипотезой.

Согласно постулатам ЛОТ, углеводородный газ образуется при паровых взрывах. Скопившийся в астеносфере углеводородный газ при глобальном взрыве под высоким давлением выбрасывался на­верх по вновь образованным и старым разломам литосферы и частью распылялся в атмосфере, частью задерживался в пустотах кристал­лического фундамента и осадочного чехла. При охлаждении в верх­них слоях земной коры легкие фракции углеводородов (метан и др