Факультет

Студентам

Посетителям

Общие проблемы фациального анализа

Все рассмотренные выше вопросы выделения генетических типов отложений, как уже отмечалось, являются только частью общей проблемы фациального анализа, предполагающего изучение изменчивости облика, т. е. фаций (Facies), синхронных отложений в определенных возрастных рамках.

Подобная изменчивость может быть выявлена по различным признакам, но преимущественно по составу и строению изучаемых отложений, в которых обычно выражены условия их образования. Естественно, что метод фациального анализа лучше всего разработан для стратифицированных толщ, при выяснении же возраста вулканогенных пород корневых зон часто возникают неясности и неточности, вызываемые особенностями условий залегания таких пород. В корневых зонах породы нередко лишены кровли, вследствие чего верхняя возрастная их граница остается неопределенной. Зачастую в кровле залегают отложения значительно более молодые, чем корневые зоны, поэтому возрастные рамки для этих зон устанавливаются в таком широком интервале, что сопоставление их с синхронными стратифицированными толщами становится затруднительным. Именно этим можно объяснить постоянно наблюдающуюся тенденцию считать корневые зоны древних вулканов скорее более поздними «интрузивными» телами, чем одновременно с ними образовавшимися вулканогенными толщами.

Несмотря на существующие методические трудности, фациальный анализ, в основе которого лежит сравнение осадочных и вулканогенных, в том числе корневых, образований древних вулканов, является одним из важнейших средств палеовулканогического исследования. Фациальный анализ позволяет решать многие задачи, связанные с палеовулканологическими реконструкциями, включающими выяснение особенностей строения и закономерностей размещения древних вулканических построек и их групп. Вместе с тем только учитывая фациальную изменчивость синхронных элементов геологического строения, можно правильно оценивать развитие вулканической деятельности — циклическое или необратимое эволюционное.

При фациальном анализе необходимо в первую очередь правильно и обоснованно определить рамки, в пределах которых будет вестись сравнение синхронных вулканогенных и осадочных образований. Это зависит от целей исследования, а также от реальных условий, так как не всегда в процессе изучения вулканогенных и осадочных толщ можно использовать все теоретически возможные методические приемы.

Обычные геологические методы синхронизации отложений опираются на изучение палеонтологических остатков, причем более надежным для параллелизации отложений считаются остатки фауны, особенно той, которая отличается наибольшей «космополитичностью». Важно также, чтобы эта фауна была представлена родами и видами, существовавшими в прошлом ограниченное время. Чем дольше интервал времени, в течение которого жили эти роды и виды на Земле, тем менее надежной может быть корреляция отложений по остаткам такой фауны. Приходится еще иметь в виду, что фауна с течением времени может постепенно мигрировать из одних областей земного шара в другие, и, следовательно, проводимая в таких условиях корреляция отложений будет тем менее строгой, чем более длительное время происходил процесс миграции фауны. Весьма неустойчива в этом отношении флора, расселение которой на поверхности Земли осуществляется значительно медленнее, чем фауны. По той же причине морская фауна более благоприятна для различного рода корреляций, чем пресноводная.

В целом же, несмотря на известные несовершенства палеонтологического метода корреляции отложений и определения синхронных элементов строения различных геологических образований, он в настоящее время является наиболее надежным и постоянно привлекается для сравнения стратифицированных толщ, как осадочных, так и вулканогенных.

Однако, когда в сравнение вовлекаются корневые зоны древних вулканов, нередко приходится прибегать и к иным приемам, например широко использовать наряду с палеонтологическим методом определения возраста геологических образований также методы изотопной геохронологии. Во многих случаях они оказываются более эффективными для корневых зон, чем обычные палеонтологические, так как позволяют в большей мере сузить вероятный интервал времени, в течение которого образовались эти зоны. Впрочем, корреляция стратифицированных вулканогенных осадочных толщ тоже возможна на основе возрастных датировок, полученных методами изотопной геохронологии, но практически такого рода исследования пока еще проводятся в весьма ограниченных масштабах. Так или иначе, при изучении фациальной изменчивости вулканогенных образований необходимо прежде всего выяснить, в рамках каких изохрон производится их сравнение и насколько достоверен метод проведения таких изохрон или, точнее, насколько достоверны данные, обосновывающие эти изохроны.

Такое изучение вулканогенных образований, так же как и осадочных, сводится к исследованию стратиграфических разрезов, непосредственному или опирающемуся на результаты геологического картирования, и выделению в этих рамках соответствующих элементов, содержащих палеонтологические остатки, датирующие возраст отложений с точностью, удовлетворяющей поставленным задачам исследования. Дополнительные затруднения при изучении вулканогенных и вулканогенно-осадочных толщ возникают в связи с тем, что пластовые тела, сложенные вулканогенными породами, в частности лавами, не всегда в таких толщах являются составными элементами разреза; нередко они оказываются внедренными в эти толщи поздними образованиями. Эта особенность строения вулканогенных толщ требует особенно внимательного отношения к оценке условий залегания пластовых тел, сложенных лавами, в частности к верхним контактам таких тел; по этим контактам чаще всего удается установить относительное время образования пластовых тел.

Для целей фациального анализа необходимо располагать данными о реальном или по крайней мере предполагаемом размещении соответствующих изохронных поверхностей в серии сравниваемых разрезов Этими изохронами ограничивается комплекс тех или иных геологических образований, изменчивость которого в фациальном отношении предполагается изучать. Сравнение внутри ограниченного такими рамками комплекса образований возможно на основе определения типичного для различных разрезов состава и строения или же набора генетических типов отложений, характеризующих разные части изучаемой территории. Состав и строение отложений оказываются обычно неоднородными, что, собственно, и позволяет исследователю в зависимости от детальности, с которой проводятся работы, выявлять характерные особенности отдельных вулканических групп, а также более или менее обширных вулканических областей.

В пределах небольших территорий сравнение разрезов может быть проведено в рамках условных изохрон, определяемых расположением так называемых маркирующих горизонтов, т. е. пластов, отличающихся какими-либо выдающимися чертами состава, позволяющими их выделять достаточно отчетливо среди других напластований.

Возможности такого изучения фациальной изменчивости ограничиваются тем, что подобные маркирующие горизонты размещаются не параллельно изохронным поверхностям, а пересекаются ими под некоторым углом. Поэтому с увеличением расстояния между сравниваемыми разрезами все больше утрачивается точность исследования фациальных изменений, так как рамки, ограничивающие сравниваемые группы отложений, все более и более уклоняются от изохрон. Применение такого метода в сопоставлениях, проводимых на больших расстояниях без надлежащего палеонтологического контроля, может вызвать серьезные ошибки и привести к неправильным выводам.

Обычно ошибки связаны с тем, что выдержанный на больших дистанциях состав осадочных или вулканогенных образований принимают за факт, устанавливающий синхронность этих образований. Отсюда делают вывод о том, что смена одного состава другим происходит в одно и то же время на обширной территории, а в случае появления выше по разрезу серии образований, сходных с первоначально выделенными, считают доказанным циклическое развитие вулканической деятельности. Между тем такой подход не только возвращает нас ко времени Вернеровской стратиграфии, когда считалось, что возрастные эталоны могут быть установлены на основе литологических данных, но и противоречит тому, что известно в отношении современных вулканических областей с их полифациальным составом.

Имеется еще одна возможность изучения фациальной изменчивости отложений, не связанная с непосредственным определением изохрон. Как и в случае корреляции по составу, она не универсальна, но в некоторых благоприятных случаях применима. Речь идет о так называемом пальцеобразном сочленении разнородных литологических комплексов, при котором в пограничной зоне между этими комплексами устанавливается их переслаивание с одновременным выклиниванием таких прослоев при переходе от одного комплекса к другому. Такого рода сочленение разнородных литологических комплексов во многих случаях может быть принято в качестве доказательства их синхронности, если отсутствуют иные данные о взаимоотношениях между различными группами отложений. Именно этим методом Андерсон устанавливал соответствие вулканогенно-осадочного комплекса обложений, представленных лахарами и относящихся к формации Таскен, осадочной формации Тэхэма. Благоприятным условием для такого сопоставления в данном случае явилось несогласное налегание обеих формаций на верхнемеловые отложения. В целом же выявленные соотношения между формациями позволили установить фациальное замещение лахаровых отложений аллювиальными по направлению с востока на запад, от области питания, где в это же время располагалась горная вулканическая гряда, к обширной аллювиальной равнине на западе, в области, тяготеющей к современной долине р. Сакраменто.

Пример аналогичного пальцеобразного сочленения сложной серии вулканогенных и вулканогенно-осадочных образований установлен исследованиями Т. И. Фроловой и Т. Б. Рудник для Южного Урала, где ими проводилось сопоставление разрезов по линии, следующей через хребет Ирендык на протяжении около 40 км.

Несколько более строго, в сущности, тем же методом, фациальная изменчивость вулканогенных образований была установлена Г. М. Фремдом по данным детального геологического картирования на юге Джунгарского Алатау. До проведения этих работ предполагалось, что расчленение средне- и верхнепалеозойских вулканогенных толщ на юге Джунгарского Алатау можно опираться на данные о различиях литологического состава разновозрастных образований. Поэтому при разделении вулканогенного комплекса, слагающего эту территорию»; выделялся ряд вулканогенных свит, расчленяющихся в свою очередь на подсвиты на основе литологического состава. Соответственно выделялись такие подсвиты, как андезитовая (порфиритовая), «липаритовая» (порфировая или альбитофировая), эффузивно-пирокластическая (порфиритовая) и т. д. Повторяемость подсвит кислого и основного состава при таких построениях принималась почти для каждого стратиграфического подразделения, отвечающего, как считалось, определенному геологическому циклу. При этом, как указывает Фремд, подразумевалось, что смена основных продуктов вулканизма кислыми в пределах различных стратиграфических подразделений была обусловлена процессами дифференциации в глубинных магматических очагах.

Результаты наблюдений, находившиеся в явном противоречии с этой концепцией, сторонники полициклизма склонны были объяснять деятельностью так называемых остаточных (от прошлых циклов) магматических очагов, извергавших магму, состав которой не соответствовал ожидаемым продуктам дифференциации.

Детальные исследования тем не менее показали, что характерной чертой внутреннего строения свит, слагающих верхнепалезойский вулканогенный комплекс, является их пестрый литологический и петрохимический состав, вследствие чего они представлены сложно чередующимися пачками кислых и основных пород, включающими прослои и горизонты красноцветных терригенных и вулканогенно-молассовых образований.

Картировочные работы выяснили, таким образом, несостоятельность существовавших ранее представлений о постоянстве состава отдельных свит и подсвит и последовательной смене их в вертикальном разрезе, отвечающей циклическому чередованию основных и кислых продуктов вулканической деятельности. В итоге сложная фациальная изменчивость разреза верхнепалеозойских вулканогенных образований на юге Джунгарского Алатау оказалась вполне сопоставимой с реально наблюдаемой полифациальной обстановкой современных вулканических областей.

Палеонтологическое обоснование возможностей выявления изохронных поверхностей внутри фациально изменчивого разреза, включающего вулканогенные образования, позволяет более уверенно анализировать общий характер вариаций состава и строения пачек, слагающих изучаемые толщи. При таком обосновании появляется возможность проводить сравнение не только сближенных участков распространения вулканогенных толщ, разобщенных интервалами, недоступными по различным причинам для прямого сопоставления на основе данных геологического картирования, но и весьма удаленных территорий, на которых могут быть выявлены одновозрастные вулканогенные образования.

В пределах сравнительно небольшого региона фациальные замещения вулканогенных пород осадочными в рамках, ограниченных палеонтологически определенными изохронами, наглядно устанавливаются, например, на юге Минусинского прогиба в толще среднедевонских (эйфельских) отложений. Здесь А. И. Анатольева установила, что на протяжении около 25 км в залегающей среди красноцветных отложений толще карбонатных пород (таштыпская свита) происходят значительные изменения, связанные с фациальным их замещением вулканогенными породами. Карбонатная толща повсеместно содержит обильную эйфельскую фауну брахиопод и кораллов и состоит преимущественно из известняков и мергелей, отчасти известковистых песчаников, общей мощностью около 600—700 м. Толща эта достаточно типична и легко картируется не только потому, что в ней легко обнаруживается характерная фауна, но еще и вследствие того, что светло-серые карбонатные породы залегают среди красноцветных терригенных отложений. В юго-западной части области распространения этой толщи около д. Ойданово верхняя часть разреза оказывается сложенной диабазовыми порфиритами и их туфами, образующими пачку около 75—100 м, залегающую между подстилающей толщей карбонатных пород мощность около 600 м и расположенной выше толщей красноцветных пород.

По направлению на восток происходят дальнейшие изменения соотношений между карбонатными и вулканогенными породами, залегающими среди красноцветных отложений. При сравнительно малых изменениях суммарной мощности тех и других постепенно сокращается мощность карбонатных пород и увеличивается мощность вулканогенной пачки. Вследствие этого в районе д. Усть-Таштып, примерно в 15—17 км к востоку от предыдущего разреза, мощность вулканогенной пачки возрастает до 800 м, а подстилающей карбонатной — сокращается до 100—110 м. В разрезе вулканогенной пачки, кроме базальтовых и андезитовых порфиритов, присутствуют многочисленные прослои вулканических брекчий, туфов и отчасти красноцветных пород. К югу от д. Усть-Таштып, в районе деревень Перевозинской и Кулагай, расположенных на левом берегу р. Абакан, мощность карбонатного разреза еще более сокращается — до 80 м. На противоположном берегу той же реки в районе д. Большой Монок по южным склонам горы Папальчихи от карбонатной толщи сохраняется только 45 м мощности, причем далее по направлению на восток мощность этой толщи уменьшается до 20 м и менее, тогда как мощность замещающей ее вулканогенной толщи остается в общем неизменной и равной примерно 800—850 м.

Таким образом, в рамках одного четко выраженного по палеонтологическим данным стартиграфического уровня происходят резкие изменения строения разреза, приводящие в итоге к почти полному замещению карбонатной толщи вулканогенными породами на протяжении примерно 20—25 км. Сами по себе эти данные не оставляют сомнений в том, что в период седиментации, отвечающей эйфельскому времени, в морском бассейне на юге Минусинского прогиба располагался крупный вулкан, на склонах которого спокойный процесс накопления карбонатных отложений был нарушен вулканическими извержениями, наиболее интенсивно и длительно в той части местности, которая непосредственно примыкала к жерлу вулкана.

Также определенно в рамках палеонтологически обоснованных изохрон изменяется состав вулканогенных образований, принадлежащих девонскому разрезу Гарца в ГДР, где фациальные замещения и вариации мощностей еще более выразительны. В Гарце известен так называемый Эльбингеродский комплекс, сформировавшийся главным образом в течение среднего девона в обширной мульде близ северного края Верхнего Гарца. Фациально изменчивая толща вулканогенных пород, преимущественно диабазов и кератофиров, а также их туфов, известна здесь под названием «толща шальштейнов». Эта толща залегает на эйфельских висенбахских глинистых сланцах, содержащих линзы кварцитов и имеющих одинаковый состав как в местах распространения Эльбингеродского комплекса, так и за его пределами, в области облекающей его «сланцевой оболочки».

Отдельные прослои вулканогенных пород встречаются и среди висенбахских сланцев, но они редки и главная масса вулканогенных пород образует мощные линзообразные тела, расположенные на поверхности этих сланцев. Вулканогенная толща имеет наибольшую мощность в центральной части Эльбингеродского вулканического поля, где достигает 300—700 м, но варьирует на юго-западном окончании «седла» Браунзумпф от 500 до 1000 м, а в центральных частях мульды достигает мощности 2000 м.

Непосредственно на вулканогенной толще, изредка содержащей небольшие линзы известняков, залегает карбонатная толща известняков мощностью более 400 м. К окраинам Эльбингеродского комплекса мощности вулканогенных пород уменьшаются и местами они совсем выклиниваются. По простиранию они замещаются глинистыми и кремнистыми пестрыми сланцами. В центральных частях мульды выше вулканогенного комплекса залегают массивные известняки, нижняя часть которых принадлежит живетскому ярусу (стрингоцефаловый известняк), а верхняя половина соответствует всему верхнему девону и называется «ибергский известняк». В старых работах стрингоцефаловый известняк описывался как рифовый. Однако позднейшие исследования показали, что более 60% известняков представлено массивными узловатыми и конкреционными породами и отлагалось на глубине 300—500 м. Остальная часть состоит из перемытых рифовых остатков, сцементированных карбонатом кальция.

Ибергский известняк более мелководный; в нем имеются коралловые и брахиоподовые биогермы. В краевой части Эльбингеродского комплекса мощность известняков уменьшается, они переслаиваются с пестрыми сланцами и постепенно ими замещаются.

Сланцы краевой фации, как указывает Л. Н. Формозова по результатам изучения литературных данных, — известковистые. Они содержат прослои черных известняков, туфов и фтанитов. Их мощность примерно 100—200 м. В сланцах встречаются остатки глубоководных трилобитов рода Posidonia и многоостракод из рода Cypridina, почему они и описываются под названием ципридиновых сланцев.

Л. Н. Формозова отмечает, что в конце верхнего девона Гарц испытал складчатость, вследствие чего нижний карбон местами несогласно лежит на различных по возрасту девонских отложениях, вплоть до кобленцских. Наиболее древние горизонты карбона развиты только на юго-востоке Гарца. В этих районах залегают покровы диабазов, по возрасту соответствующие «покровному» диабазу Рейнских Сланцевых гор. Как и там, в Гарце, с ними связаны небольшие залежи гематитовых руд. Выше в Гарце везде развита формация «кульма», которая повсеместно начинается кремнистыми сланцами, а над ней залегают глинистые сланцы и граувакки с прослоями конгломератов, свидетельствующие о процессах складчатости и поднятия.

В плане анализа фациальной изменчивости разреза девонских вулканогенных образований важно отметить, что мощность вулканогенных пород изменяется от 300—700 м и более (вероятно, до 2000 м) в центральной части Эльбингеродского вулканического поля до нулевых значений на его окраинах, где вулканогенные породы и перекрывающие их преимущественно рифовые известняки выклиниваются, замещаясь резко отличным комплексом глинистых сланцев, а в основании перекрывающей их толщи — также кремнистых сланцев с гематитом.

Таким образом, в возрастном интервале Эйфель — нижний карбон в Эльбингеродской мульде четко проявлено замещение мощных пачек вулканогенных пород маломощными толщами преимущественно глинистых и отчасти кремнистых сланцев, образующих как бы внешнюю «оболочку» Эльбингеродского вулканогенного (с известняками) комплекса. В системе поднятий, к которым тяготеют раздувы мощностей вулканогенных пород, представленных по крайней мере четырьмя «седлами», наглядно вырисовываются выступы, отвечающие неровностям того рельефа, который существовал в девонское время и соответствовал распространению древних девонских вулканических построек, принадлежащих стратовулканам центрального типа.

Область, в пределах которой выявлено распространение Эльбингеродского вулканического поля с его системой «седел» и сопровождающих вулканогенные породы известняков, имеет сравнительно небольшие размеры. Общее протяжение вулканического поля в северо-восточном направлении измеряется всего лишь 12 — 15 км, а в поперечнике оно достигает не более 5—6 км.

Более значительные фациальные изменения, прослеживаемые на протяжении десятков километров в стратиграфических рамках, определенных палеонтологическими данными, могут быть указаны для многих регионов. В качестве примера можно привести Минусинский прогиб, в пределах которого автором проводилось специальное изучение девонских вулканогенных пород. Девонские вулканогенные толщи этого прогиба налегают на подстилающие породы несогласно, повсеместно отделяясь от них поверхностью размыва. Перекрываются же они красноцветными породами, залегающими непосредственно под живетскими карбонатными отложениями, содержащими обильную фауну брахиопод, кораллов и мшанок. Верхняя граница возраста вулканогенных образований, следовательно, определяется достаточно строго по палеонтологическим данным. Что касается нижней границы, то она устанавливается несколько менее точно, так как не исключена вероятность некоторой изменчивости возраста поверхности размыва, отделяющей вулканогенные породы от более древних, преимущественно кембрийских и протерозойских отложений, прорванных главным образом гранитоидами и отчасти другими интрузивными комплексами.

Возможные вариации возраста основания вулканогенной серии в пределах прогиба ограничиваются тем не менее эйфельским ярусом — нижним девоном, что подтверждается соответствующими находками флоры и фауны. Эйфельские слои с фауной брахиопод и кораллов на юге прогиба представлены в карбонатных фациях и тесно связаны с вулканогенными породами, что уже отмечалось выше на примере фациального анализа вулканогенных пород, синхронных эйфельской таштыпской свите.

Сравнение разрезов вулканогенной серии и вообще всей толщи пород, заключенных между базальными слоями девонского разреза и живетскими карбонатными породами, с фауной позволяет установить исключительно сложный и крайне неоднородный состав и строение отложений указанного возрастного интервала.

Во-первых, есть разрезы, почти нацело сложенные вулканогенными породами и, наоборот, полностью их лишенные и представленные преимущественно красноцветными терригенными толщами. Такие вариации строения и состава отложений, заключенных в определенных возрастных рамках, ясно очерчивают районы сосредоточения вулканических построек, существовавших в течение нижнего девона — Эйфеля на территории Минусинского прогиба. В сочетании с данными о преимущественно гранитном составе галек в базальных и внутриформационных конгломератах девонских отложений, а также с материалами, ясно устанавливающими, что ограничивающие прогиб возвышенности в девонское время не были покрыты вулканическими породами, подобные вариации состава отложений позволяют установить приуроченность девонских вулканических построек главным образом к окраинам прогиба. Тем самым определяются контуры распространения активной вулканической деятельности в девонское время на рассматриваемой территории и отвергается концепция, предполагающая сплошное бронирование базальтовыми покровами обширных площадей прогиба и смежных с ним областей.

Во-вторых, сравнение разрезов вулканогенной серии приводит к выводу о том, что состав продуктов извержений на территории прогиба в интервал времени нижний девон — эйфель был крайне неоднородным. В западной и особенно в северо-западной части прогиба господствовали лавовые излияния базальтов, тогда как на восточной окраине прогиба в то же время наряду с базальтовыми излияниями происходили весьма интенсивные преимущественно плагиопорфировые извержения. Неравномерно проявились также эксплозивные процессы, более энергичные в восточной части прогиба, но наблюдавшиеся и в других его участках, в наименьшей степени — на северо-западе.

Наконец, в-третьих, при фациальном анализе девонских вулканогенных и красноцветных терригенных толщ обнаруживается еще одна типичная для Минусинского прогиба черта — появление на севере четкого перерыва, расчленяющего разрез на две части: нижнюю — вулканогенную и верхнюю — красноцветную, сменяющуюся вверх по разрезу живетскими карбонатными сероцветными породами. На юге прогиба, особенно в юго-западной его части, этот перерыв «затухает» в однородной непрерывной толще красноцветных и вулканогенных пород, а на севере в ряде случаев сопровождается ясным угловым несогласием.

Таким образом, выясняется, что вулканическая деятельность в наиболее прогнутых участках прогиба (на юго-западе и, по-видимому, в центральной зоне прогиба на севере) затухала, иначе говоря, ее интенсивность уменьшалась в тех участках, где тектонические перемещения, синхронные процессу седиментации и накопления вулканогенных толщ, были наименее активными.

Аналогичный подход к фациальному анализу, опирающийся на сопоставление разрезов одновозрастных отложений, может быть предложен не только для таких сравнительно локальных структур, к каким относится Минусинский прогиб, достигающий, впрочем, более 300 км в длину и 150—200 км в ширину и состоящий из ряда впадин, но и для более крупных территорий, таких, например, как вся Алтае-Саянская область в целом. Соответствующий анализ этой области дан А. И. Анатольевой в рамках того же интервала времени, который рассмотрен выше применительно к Минусинскому прогибу.

Возможности корреляций, позволяющих определить положение изохрон в разнообразных разрезах, расположенных на территории, имеющей общее протяжение в широтном направлении около 1000 км, определяются в данном случае почти постоянным присутствием в разрезах, с одной стороны, живетских слоев с богатой, хорошо сопоставимой фауной брахиопод и кораллов, с другой — практически повсеместным распространением поверхности размыва, отделяющей девонские отложения от подстилающих более древних толщ. Корреляция разрезов облегчается, кроме того, палеонтологическими данными, позволяющими во многих случаях определять положение эйфельских слоев в разрезах девонских вулканогенных и осадочных толщ.

Проведенное сопоставление разрезов охватывает на востоке Рыбинскую впадину, расположенную на краю древней Сибирской платформы, затем Минусинский прогиб с его раннекаледонским складчатым основанием и Тувинский прогиб с позднекаледонским фундаментом, к западу от них — Кузнецкий и Горно-Алтайские прогибы, а на крайнем западе — Рудно-Алтайские герцинские прогибы. Это сопоставление позволяет выявить ряд характерных черт в истории развития вулканической деятельности на рассматриваемой территории, представляющей достаточно обширный регион.

Прежде всего выявляется далеко не равномерное распределение древних вулканов в пределах этого региона. Так, в западной части Кузнецкого прогиба девонские вулканы вообще отсутствовали, а в Рыбинской впадине их было сравнительно немного. Наглядно обнаруживается смещение центров вулканической деятельности во времени. На схеме видно, что в начале девона вулканическая активность была сосредоточена в Минусинском и Тувинском прогибах, позднее, в эйфельский век, на этих территориях она начала угасать и более интенсивно проявилась в Горном и Рудном Алтае. В верхнем девоне вулканическая деятельность прекращается во всей Алтае-Саянской области, за исключением Горного и Рудного Алтая.

Наконец, схема сопоставления наглядно демонстрирует еще одну типичную черту развития вулканической деятельности на расматриваемой территории. В восточной ее части господствуют базальтовые лавы, по направлению на запад продукты вулканической деятельности становятся более кислыми, на крайнем западе — преимущественно риолитовыми.

Общий характер фациальной изменчивости разреза выражен не только в соответствующих вариациях строения вулканогенных и осадочных пород толщ, но и в непостоянстве состава вулканогенных пород, в которых наблюдаются закономерные общие изменения. В области, тяготеющей к древней платформе, преобладают основные лавы, вдали от ее края — более кислые.

На важность изучения хроностратиграфических уровней в вулканогенных комплексах давно указывали многие исследователи, но особенно четко, по-видимому, Гланжо, подчеркнувший значение таких исследований в письме национальным корреспондентам Международной палеовулканологической комиссии. В этом письме он призывал составлять хроно-вулканологические карточки для каждого разреза вулканогенных образований. В таких карточках Гланжо считал необходимым сообщать местоположение разрезов, непосредственно наблюдаемые их особенности, петрографические данные о породах разреза и сведения о динамике и характере вероятных извержений, стратиграфические данные, позволяющие определять возраст вулканогенных пород, аналогичные материалы по изотопной геохронологии и т. д. Одновременно он рекомендовал давать пояснения, особенно к обоснованию возраста вулканогенных пород разреза, а также библиографические справки.

Указывая, что никакие представления об эволюции магматических расплавов в недрах Земли невозможно воссоздать с необходимой достоверностью без хроностратиграфических данных по вулканогенным породам, Гланжо считал необходимым объединить усилия вулканологов и стратиграфов и усилить региональные исследования в плане хроностратиграфического изучения вулканогенных образований. Только такая корреляция вулканогенных образований, которая будет основана строгой их синхронизации, опирающейся на наиболее совершенные методы сопоставления разрезов, позволит проверить гипотезы, предполагающие существование периодов грандиозной вулканической активности в общей эволюции земного шара.

Дальнейшее развитие исследований в области корреляции и хроностратиграфии вулканогенных образований в самых различных масштабах, от локальных сопоставлений до сравнительного изучения их в рамках всего земного шара, следует считать одной из важнейших задач современной палеовулканологии.

Если вы нашли ошибку, пожалуйста, выделите фрагмент текста и нажмите Ctrl+Enter.



Сообщить об опечатке

Текст, который будет отправлен нашим редакторам: